universidad de chile caracterización y determinación del

UNIVERSIDAD DE CHILE
FACULTAD DE CIENCIAS FÍSICAS Y MATEMÁTICAS
DEPARTAMENTO DE INGENIERÍA CIVIL
CARACTERIZACIÓN Y DETERMINACIÓN DEL PELIGRO SÍSMICO
EN LA REGIÓN METROPOLITANA
MEMORIA PARA OPTAR AL TÍTULO DE INGENIERO CIVIL
MENCIÓN ESTRUCTURAS-CONSTRUCCIÓN
NATALIA ANDREA SILVA BUSTOS
PROFESOR GUÍA:
JAIME CAMPOS MUÑOZ
MIEMBROS DE LA COMISIÓN:
EDGAR KAUSEL VECCHIOLA
MAXIMILIANO ASTROZA INOSTROZA
SANTIAGO DE CHILE
2008
RESUMEN DE LA MEMORIA
PARA OPTAR AL TÍTULO DE INGENIERO CIVIL
POR: NATALIA ANDREA SILVA BUSTOS
FECHA: 27 / 03 / 2008
PROFESOR GUÍA: SR. JAIME CAMPOS M.
PROFESOR CO-GUÍA: SR. EDGAR KAUSEL V.
PROFESOR INTEGRANTE: SR. MAXIMILIANO ASTROZA I.
Una vez identificadas y caracterizadas las fuentes sismogénicas presentes en el país, se
estimó mediante el cálculo probabilístico estándar, el efecto de cada una de ellas y su acción
conjunta, sobre la zona de estudio, para conocer la influencia de éstas en el cálculo de
Amenaza Sísmica.
Conociendo la sismicidad entregada por los catálogos sísmicos consultados, se
determinaron las ecuaciones propias para cada fuente, conocidas como leyes de GutenbergRichter, que indican la frecuencia de ocurrencia de los eventos en relacion a la magnitud, para
luego, asumiendo una ley de probabilidad de Poisson, estableciendo las magnitudes máximas
de cada fuente, y calculando las ventanas de tiempo necesarias para representar correctamente
eventos de una determinada magnitud; construir las relaciones estadísticas necesarias para
estimar y evaluar el peligro sísmico en la Región Metropolitana de Santiago.
Los trabajos previos de peligro sísmico en Chile, no sólo utilizaron estimaciones de
leyes Gutenberg-Richter a partir de catálogos no necesariamente completos ni específicos
para cada zona sismogénica, sino que además no incorporaron en el análisis, leyes de
atenuación específicas para cada una de las fuentes, obviando además el efecto del terreno
involucrado, por no existir, hasta hoy, información suficiente respecto del fenómeno de
respuesta de sitio.
Con los nuevos antecedentes sobre curvas de atenuación específicas, ubicación de
fallas tectónicamente activas detectadas en el frente cordillerano de Santiago, como la Falla
San Ramón, relaciones de Gutenberg-Richter obtenidas de un análisis detallado del conjunto
de catálogos sísmicos disponibles, y del establecimiento de las magnitudes máximas
esperadas dependiendo del tipo de fuente, se construyeron Mapas de Peligro Sísmico para la
Región Metropolitana, para dos períodos de vida útil de interés, como son 10 y 50 años, en los
cuales se presentan curvas isosistas calculadas para un determinado porcentaje de
probabilidad de ocurrencia del valor de intensidad de Mercalli, IMM.
Los mapas de peligro sísmico elaborados son solo la parte visible de esta memoria, sin
embargo, la finalidad de este trabajo radica en el establecimiento de metodologías exportables
a nivel nacional e incluso a mayor escala, dejando claro la necesidad de mejorar los resultados
que aquí se presentan, complementando y perfeccionando temas aun incipientes, como son los
referentes a eventos corticales y el efecto de sitio.
ÍNDICE DE CONTENIDO
CONTENIDO
CAPÍTULO 1
PÁGINAS
INTRODUCCIÓN
1.1
MARCO CONCEPTUAL…………………………………………………………………….
2
1.2
OBJETIVOS………………………………………………………………………………..
3
1.3
1.4
1.2.1
OBJETIVO GENERAL…………………………………………………………..
3
1.2.2
OBJETIVOS ESPECÍFICOS…………………………………………………….
3
ANTECEDENTES DEL PELIGRO SÍSMICO EN LA CUENCA DE SANTIAGO………
3
1.3.1
TECTÓNICA DE PLACAS………………………………………………………
4
1.3.2
ONDAS SÍSMICAS GENERADAS Y PROPAGADAS………………………...
6
RESULTADOS ESPERADOS……………………………………………………………..
8
CAPÍTULO 2
BASE DE DATOS
2.1
CONTENIDO GENERAL…………………………………………………………………
10
2.2.
IMPLEMENTACION DE LA BASE DE DATOS ……………………………………….
10
2.2.1. DETERMINACIÓN ÁREA DE ESTUDIO………………………………………….
11
2.2.2. DETERMINACIÓN ÁREA DE INFLUENCIA……………………………………..
12
2.2.3. GENERACIÓN DE LA BASE DE DATOS…………………………………………
12
2.2.4. HOMOLOGACIÓN DE ESCALAS DE MAGNITUD……………………………..
13
2.2.5. DETERMINACIÓN MAGNITUDES MAXIMAS ESPERADAS………………….
19
2.2.6. PROBLEMA DE ESTADÍSTICA SÍSMICA NO HOMOGENEA…………………
20
RESULTADOS Y CONCLUSIONES……………………………………………………..
23
2.3
CAPÍTULO 3
DETERMINACION DE LA SISMICIDAD Y CARACTERIZACIÓN
DE FUENTES SISMOGÉNICAS
3.1
CONTENIDO GENERAL…………………………………………………………………
26
3.2
DESARROLLO…………………………………………………………………………….
26
3.2.1. IDENTIFICACIÓN DE LAS FUENTES SISMOGÉNICAS………………………..
26
3.2.2. LEYES DE GUTEMBERG-RICHTER………………………………………………
34
3.2.3. CARACTERIZACION DE LAS FUENTES SISMOGENICAS MEDIANTE LAS
LEYES DE GUTENBERG-RICHTER………………………………………………..
35
3.2.3.1 SISMOS TIPO INTERPLACA………………………………………………………….
35
3.2.3.2 SISMOS TIPO INTRAPLACA DE PROFUNDIDAD INTERMEDIA………………..
40
3.3
3.2.3.3 SISMOS CORTICALES O CORDILLERANOS SUPERFICIALES…………………..
45
RESULTADOS Y CONCLUSIONES……………………………………………………..
56
CAPÍTULO 4
LEYES DE ATENUACIÓN
4.1
ANTECEDENTES GENERALES………………………………………………………….
59
4.2.
DESARROLLO………………………………………………………………………………
59
4.2.1.
CONSIDERACIONES EN LA DETERMINACIÓN DE UNA LEY DE
ATENUACIÓN…………………………………………………………………….
59
4.2.2
SELECCIÓN DEL PARÁMETRO DE ATENUACIÓN…………………………..
61
4.2.3
OBTENCIÓN LEY DE ATENUACIÒN SEGÚN CRITERIO DE PERCEPCIÓN
DEL EVENTO, PARA CADA FUENTE SISMOGENICA…………………….
62
4.2.3.1
LEYES DE ATENUACION EN FUNCIÓN DE LA DISTANCIA HIPOCENTRAL PARA
SISMOS TIPO INTERPLACA SEGÚN PERCEPCION DEL EVENTO………………..
65
LEYES DE ATENUACION EN FUNCIÓN DE LA DISTANCIA HIPOCENTRAL PARA
SISMOS TIPO INTRAPLACA DE PROFUNDIDAD INTERMEDIA SEGÚN
PERCEPCION DEL EVENTO…………………………………………………………..
66
LEYES DE ATENUACION EN FUNCIÓN DE LA DISTANCIA HIPOCENTRAL PARA
SISMOS TIPO CORTICALES SEGÚN PERCEPCION DEL EVENTO………………
67
OBTENCIÓN LEYES DE ATENUACIÒN SEGÚN CRITERIO DE ÁREA
DE DAÑOS GENERADAS POR EL EVENTO……………………………………..
69
LEYES DE ATENUACION EN FUNCION DE LA DISTANCIA
HIPOCENTRAL PARA SISMOS TIPO INTERPLACA…………………………….…
69
LEYES DE ATENUACION EN FUNCION DE LA DISTANCIA
HIPOCENTRAL PARA SISMOS TIPO INTRAPLACA DE PROFUNDIDAD
INTERMEDIA…………………………………………………………. ………………...
69
LEYES DE ATENUACION EN FUNCION DE LA DISTANCIA
HIPOCENTRAL PARA SISMOS TIPO CORTICALES………………………………..
70
4.2.3.2
4.2.3.3
4.2.4
4.2.4.1
4.2.4.2
4.2.4.3
4.3
4.2.6 COMPARACION CON LA LEY DE ATENUACION DE BARRIENTOS…. …...
72
4.2.7 COMPARACION CON LAS LEYES DE ATENUACION DE TRABAJOS
ANTERIORES PARA EVENTOS TIPO INTRAPLACA…………………………..
76
4.2.8 COMPARACION CURVAS DE ATENUACION OBTENIDAS DEPENDIENDO
DEL CRITERIO DE SELECCIÓN DE LA BASE DE DATOS……………….... ..
80
4.2.9 ANÁLISIS GENERAL DE LOS DATOS DE INTENSIDADES DE LA
BASE DE DATOS………………………………..………………………………..
82
RESULTADOS Y CONCLUSIONES……………………………………………………….
84
CAPÍTULO 5
EVALUACIÓN DEL PELIGRO SÍSMICO
5.1
ANTECEDENTES GENERALES……………………………………………………….....
86
5.2
METODOLOGIA GENERAL………………………………………………………………
87
5.2.1
87
METODOLOGIA DE ALGERMISSEN Y PERKINS……………………………
5.2.2
DEFINICION AREA DE ESTUDIO………………………………………………
90
5.2.3
DEFINICION FUENTES SIMOGENICAS……………………………………….
91
5.2.3.1 FUENTE INTERPLACA……………………………………………………
92
5.2.3.2 FUENTE INTRAPLACA DE PROFUNDIDAD INTERMEDIA…………
92
5.2.3.3 FUENTE CORTICAL CORDILLERANA…………………………………
93
PROGRAMA DE CALCULO DE PELIGRO SISMICO………………………….
95
5.3
CURVAS DE PROBABILIDAD DE OCURRENCIA DE INTENSIDAD………………...
99
5.4
CONCLUSIONES………………………...…………………………………………………
103
5.2.4
CAPÍTULO 6
EFECTO DE SITIO
6.1
ANTECEDENTES GENERALES……………………………………………………………
113
6.2
MOTIVACION………………………………………………………………………………..
113
6.3
INFLUENCIA EFECTO DE SITIO…………………………………………………………..
114
6.4
DESARROLLO……………………………………………………………………………….
114
6.4.1
BASE DE DATOS…………………………………………………………………..
114
6.4.2
ATENUACION DE INTESIDADES DEL TERREMOTO
DE VAPARAISO DE 1985…………………………………………………………...
115
6.4.3
METODOLOGIA GENERAL………………………………………………………
116
6.4.4
METODOLOGIA ALGERMISSEN Y KAUSEL. …………………………………
120
RESULTADOS Y CONCLUSIONES………………………………………………………..
122
6.5
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS……………………………………………………
126
ANEXO A: TABLAS
A.1.
ANTECEDENTES DEL TERREMOTO DE LAS MELOSAS DE 1958………………………..….
129
A.2
ANTECEDENTES DEL TERREMOTO DE VALPARAÍSO DE 1985…………………………….
130
ANEXO B:
FIGURAS Y MAPAS
B1. FUENTE SISMOGENICA INTERPLACA TIPO TRUST……………………………….….…..
138
B2. FUENTE SISMOGENICA INTRAPLACA DE PROFUNDIDAD INTERMEDIA…….….…...
139
B3. FUENTE SISMOGENICA CORTICAL CORDILLERANA (SUPERFICIAL)……….…….….
140
B4. MAPA DE PELIGRO SISMICO CON PROBABILIDAD DE 10 % PARA UN PERÍODO
DE VIDA UTIL DE 10 AÑOS, POR EFECTO CONJUNTO DE LAS FUENTES………..…….….
141
B5. MAPA DE PELIGRO SISMICO CON PROBABILIDAD DE 10 % PARA UN PERÍODO
DE VIDA UTIL DE 50 AÑOS, POR EFECTO CONJUNTO DE LAS FUENTES…………..…….
142
B6. MAPA DE PELIGRO SISMICO CON PROBABILIDAD DE 10 % PARA UN PERÍODO
DE VIDA UTIL DE 10 AÑOS, POR EFECTO DE LA FUENTE INTERPLACA.……………..…..
143
B7. MAPA DE PELIGRO SISMICO CON PROBABILIDAD DE 10 % PARA UN PERÍODO
DE VIDA UTIL DE 10 AÑOS, POR EFECTO DE LA FUENTE INTRAPLACA.……….…….…..
144
B8. MAPA DE PELIGRO SISMICO CON PROBABILIDAD DE 10 % PARA UN PERÍODO
DE VIDA UTIL DE 10 AÑOS, POR EFECTO DE LA FUENTE CORTICAL…..……….……..…… 145
B9. MAPA DE PELIGRO SISMICO CON PROBABILIDAD DE 10 % PARA UN PERÍODO
DE VIDA UTIL DE 50 AÑOS, POR EFECTO DE LA FUENTE INTERPLACA…………..…...…... 146
B10. MAPA DE PELIGRO SISMICO CON PROBABILIDAD DE 10 % PARA UN PERÍODO
DE VIDA UTIL DE 50 AÑOS, POR EFECTO DE LA FUENTE INTRAPLACA…..…….…..……... 147
B11. MAPA DE PELIGRO SISMICO CON PROBABILIDAD DE 10 % PARA UN PERÍODO
DE VIDA UTIL DE 50 AÑOS, POR EFECTO DE LA FUENTE CORTICAL….………………….… 148
CAPÍTULO 1
1.1
INTRODUCCIÓN
MARCO CONCEPTUAL
En nuestro país el peligro sísmico es un problema de preocupación, responsabilidad e
interés nacional. El grado de exposición de las grandes obras de ingeniería, plantas nucleares de
investigación, todo tipo de instalaciones industriales y en general de la infraestructura productiva
del país están expuestas a la amenaza sísmica en gran parte del territorio nacional y representa un
problema mayor para la ingeniería chilena debido a los graves daños ocasionados históricamente
por los sismos. Lo anterior afecta directamente la calidad de vida y el desarrollo de la nación. Es
fundamental, por ende, dirigir los esfuerzos en caracterizar y determinar, de la mejor manera
posible, el grado de amenaza sísmica para lograr reducir significativamente el riesgo al que se
exponen la población y todo tipo de estructuras. El mejoramiento e implementación de
metodologías para caracterizar esta amenaza sísmica nacional, permite avanzar en este sentido y
constituye una línea de trabajo necesaria y fundamental para la ingeniería en Chile.
En los años recientes se han logrado importantes avances en el reconocimiento de
diferentes agentes que inciden directamente en el peligro sísmico. La incorporación de estos
nuevos antecedentes, junto con una mejor comprensión de la actividad sísmica relacionada con
fallas activas, los avances en sismotectónica y la incidencia que los diferentes tipos de sismos
existentes en un ambiente de subducción “tipo Chile”, contribuye a la elaboración de modelos
más realistas para la estimación de la amenaza sísmica en nuestro país, en particular para la
Región Metropolitana de Santiago.
En el presente estudio, se pretende entregar una determinación de las zonas que
potencialmente pudiesen sufrir grandes daños producto de los distintos tipos de terremotos que
afectan la zona Central de Chile, mediante la metodología probabilística. Se propone una
reevaluación del peligro sísmico en la zona central de Chile considerando 3 fuentes principales
que afectan a la zona en estudio y su caracterización mediante una reestimación de las leyes de
Gutenberg-Richter. También se incorporan nuevas relaciones de atenuación de la Intensidad de
Mercalli Modificada (IMM) en función de la distancia hipocentral y la magnitud Ms del evento,
para cada uno de los tipos de fuente sismogénica. Se optó por utilizar IMM como parámetro
sísmico pues refleja de mejor manera la potencialidad de daños que se tienen en las zonas en
estudio
A partir de estudios anteriores realizados en esta misma línea de investigación, y de los
antecedentes que se recopilarán, se determinará el peligro sísmico en la Región Metropolitana de
Santiago, región en la cual estudios sismotectónicos, geológicos, geotécnicos y sísmicos
efectuados los últimos años, han permitido aportar nuevos antecedentes que hacen posible
evaluar metodologías, y desarrollar nuevas prácticas en la estimación del peligro sísmico en un
contexto de subducción andina que eventualmente puedan ser exportables a otras zonas del país o
del continente.
Los Mapas de Peligro Sísmico, elaborados en base al parámetro de la intensidad, serán
uno de los instrumentos aportados por esta memoria, lo cual pretende ser una valiosa herramienta
para la ingeniería, poniendo a disposición no sólo de los profesionales involucrados en el área,
2
sino que también a todo usuario, un mapa que exponga el peligro sísmico en la Región
Metropolitana, entendiéndose éste como la excedencia de una cierta variable en un determinado
período de tiempo, lo cual servirá de antecedente para el posterior análisis sismorresistente de
cualquier obra que se quiera diseñar, evaluar y emplazar en el área de estudio.
1.2
OBJETIVOS
1.2.1 OBJETIVO GENERAL
Generación de Mapas de Peligro Sísmico para la Región Metropolitana, particularmente
en la Cuenca de Santiago.
1.2.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS
a) Confeccionar una base de datos confiable y representativa de los eventos, dentro de las
coordenadas y el período que abarca este estudio.
b) Caracterizar y parametrizar cada fuente sismogénica presente en la Región Metropolitana.
c) Encontrar y aplicar las correspondientes leyes de atenuación de intensidad, para cada
fuente sismogénica.
d) Estudiar diversos datos recopilados estos últimos años en diferentes sitios de la cuenca de
Santiago, con el objeto de intentar determinar un indicador cualitativo, y eventualmente
cuantitativo, de los efectos sísmicos observados en algunas zonas de Santiago respecto a
algunos de estos observables.
e) Finalmente, generar Mapas de Peligro Sísmico que consideren los antecedentes antes
mencionados, para evaluar la amenaza sísmica en localidades de interés dentro de la
Cuenca de Santiago, y para ciertos periodos de recurrencia, con sus respectivas
probabilidades de ocurrencia.
f) Obtener conclusiones concensuadas por los sismólogos nacionales, sentando un
precedente metodológico en relación a los temas a abordar en este trabajo.
1.3
ANTECEDENTES DEL PELIGRO SÍSMICO EN LA CUENCA DE SANTIAGO
Es importante, en particular, para la ingeniería estructural en el área de la
sismorresistencia, calcular el peligro sísmico presente en una determinada localidad debido a que
en esta disciplina es fundamental predecir el comportamiento de una estructura frente al
movimiento sísmico que experimenta el suelo que soporta dicha construcción. Esto permite
determinar la demanda o amenaza sísmica real existente, en particular para este estudio en la
Región Metropolitana.
3
Nuestro país presenta una gran extensión territorial cubriendo una da las zonas sísmicas
más grandes del mundo. Chile presenta diferentes rangos de actividad sísmica a lo largo de su
geografía. Para entender porqué Chile es una de las zonas de mayor actividad sísmica a nivel
mundial, es que se debe recurrir a la tectónica de placas.
1.3.1 TECTÓNICA DE PLACAS
La superficie del planeta está dividida en grandes placas rígidas que conforman la
litósfera, la cual se desplaza sobre capas más dúctiles y que se encuentran a mayor temperatura,
que componen la astenósfera, ambas regiones pertenecientes al Manto Superior de la Tierra. En
la mayor parte de Chile, se presenta una zona de convergencia entre la placa oceánica de Nazca, y
la placa continental Sudamericana, situación en que la placa más densa se hunde o subducta en el
manto terrestre, generándose lo que se conoce como proceso de subducción. Ver figura Nº 1.1 y
1.2.
La subducción es el proceso donde una placa se sumerge bajo otra. En nuestra zona de
estudio la placa oceánica subduce a la placa continental Sudamericana, debido a que su
composición basáltica la hace más densa y pesada.
La subducción de Nazca (ver figura N° 1.2) se produce según un plano inclinado hacia el
Este conocido como Plano de Wadati & Benioff, con buzamientos que fluctúan en ángulos
comprendidos entre 15º y 40º con respecto a la horizontal.
La placa de Nazca, una de las más veloces y jóvenes, se desplaza hacia el este con una
velocidad de convergencia cercana a 6.6 cm/año (Kendrick, Eric. et al 1993), siendo éste el valor
más actualizado, ya que la aproximación anterior, publicada en 1991 por Sèbrier y Soler,
estimaba una velocidad de convergencia comprendida entre los 5-6 cm/año. La dirección de
convergencia o rumbo de la placa es de N 78.4 °E.
La placa Sudamericana a su vez se desplaza unos 3 cm/año en dirección aproximada hacia
el oeste, lo que hace una tasa neta de convergencia estimada entre 8 a 9 cm/año.
Estas características, en particular, el alto valor de la velocidad de convergencia, genera
una gran acumulación de tensiones en las zonas de asperezas de las placas, las cuales resisten
hasta un cierto valor límite, luego del cual se produce una liberación de energía ocasionando lo
que se percibe como terremoto.
4
Figura Nº 1.1: Tectónica de placas correspondiente a Chile.
Figura Nº 1.2: Disposición de la zona de subducción chilena.
En el sur de Chile, más allá de Puerto Aysén (aproximadamente a los 46º L.S.),
desaparece la influencia de la placa de Nazca, produciéndose el contacto de la placa Antártica
con la Sudamericana, con una velocidad relativa menor que más al norte, es por eso, que en esta
zona la actividad sísmica decae notoriamente, debido a la menor velocidad de convergencia de la
placa oceánica Antártica que subduce a la placa continental Sudamericana con una velocidad
promedio de 2 [cm/año].
5
En el extremo Sur, se encuentra la subplaca Scotia, que abarca el sur de Tierra del Fuego,
siguiendo la línea del lago Fagnano y Seno del Almirantazgo, continuando según el brazo
occidental del Estrecho de Magallanes. Su contacto con la placa Sudamericana, es de tipo
Transcurrente, observándose desplazamientos relativos importantes, pero siendo
comparativamente menor en cuanto a actividad sísmica que el tramo anterior.
1.3.2
ONDAS SÍSMICAS GENERADAS Y PROPAGADAS
Un terremoto es ocasionado por la liberación abrupta y repentina de la energía de
deformación que se ha venido acumulando lentamente a lo largo de una falla, la cual corresponde
a una zona de fracturación en la corteza terrestre. Cuando se rompe o fractura una falla, las ondas
sísmicas se propagan en todas las direcciones desde la fuente. Al momento de producirse un
sismo, gran parte de la Energía Sísmica se libera en forma de calor y una pequeña parte mediante
la propagación de diversas tipos de ondas que hacen vibrar la corteza terrestre. Dentro de estas
ondas encontramos las de Cuerpo que viajan a grandes distancias a través de la roca,
identificándose las ondas P, primarias o de compresión, que producen que las partículas
experimenten un movimiento paralelo a la dirección de propagación y las ondas S, secundarias o
de corte, inducen un movimiento transversal. Otro tipo de onda son las Superficiales, las cuales
se deben a reflexiones y refracciones de las ondas de cuerpo cuando éstas llegan a la superficie o
a una interfase entre estratos, se identifican dentro de éstas ondas las Rayleigh con movimiento
vertical y elíptico, y las Love con movimiento horizontal. Ver figura Nº 1.4.
A medida que las ondas P, S, Love y Rayleigh, inciden en la superficie de la tierra, hacen
vibrar el terreno a frecuencias que oscilan entre unos 0,1 y 30 Hz. También hacen vibrar a los
edificios, como consecuencia de la amplitud, la composición espectral y la duración del temblor
de tierra. Ver figura Nº 1.3. Si el edificio no esta diseñado y construido de forma que soporte las
fuerza dinámicas que acompañan a estas vibraciones, sufren daños. Las ondas de compresión (P)
y transversales (S) ocasionan, principalmente vibraciones de alta frecuencia (mayores a 1 Hz),
que son más efectivas que las ondas de baja frecuencia para hacer vibrar a los edificios bajos. A
su vez las ondas Rayleigh y Love, ocasionan, principalmente, vibraciones de baja frecuencia
(menores a 1 Hz), que son más eficaces que las ondas de alta frecuencia para hacer vibrar a los
edificios altos.
6
Figura Nº 1.3: Esquema de propagación de ondas sísmicas y su repercusión en una estructura.
7
Figura Nº 1.4: Direcciones de Propagación de ondas sísmicas desde la fuente.
1.4
RESULTADOS ESPERADOS
Mediante la recopilación de los sismos reportados por los distintos catálogos nacionales e
internacionales, se confeccionará una base de datos representativa de los sismos a partir del
primer evento del cual se tienen reportes instrumentales de magnitud en Chile, el terremoto de
Valparaíso de 1906.
Se determinarán las ventanas temporales necesarias para contemplar eventos de ciertos
rangos de magnitud, de forma completa y representativa, luego de esto se puede caracterizar los
eventos según sus fuentes generadoras.
8
El presente trabajo mejorará la estimación de los coeficientes de la ley de GutenbergRichter obtenidos en estudios anteriores, a partir de la base de datos confiable, que recopile los
valores de magnitudes e intensidades de los eventos sísmicos registrados en la Cuenca de
Santiago, para un cierto período de tiempo.
Luego de identificar y caracterizar las fuentes sismogénicas, se encontrarán las curvas de
atenuación propias para cada una de ellas en función de la intensidad, determinando
posteriormente curvas isosistas de interés, en las cuales se determinen las probabilidades de
excedencia en un cierto porcentaje de la Intensidad Máxima Esperada, para un periodo de tiempo
de interés, con lo cual se construirán Mapas de Peligro Sísmico para la Región Metropolitana de
Santiago, los que permitan responder preguntas del tipo, ¿cual es la probabilidad de exceder el
10 % de la intensidad máxima esperada para un evento perteneciente a una cierta fuente
sismogénica, en Santiago, dentro de los próximos 50 años? O bien conocer por ejemplo con un
10% de probabilidad, la ocurrencia de un evento con una intensidad mayor o igual a la obtenida
(Io) para un periodo de vida útil de 50 años, en una determinada localidad perteneciente a la
Cuenca de Santiago, y producto de una determinada fuente sismogénica o por la acción conjunta
de las 3 fuentes.
9
CAPÍTULO 2
2.1
BASE DE DATOS
CONTENIDO GENERAL
El movimiento de las capas tectónicas genera una gran acumulación de deformaciones, lo
que se traduce en que año tras año se incrementan las tensiones en las zonas de contacto entre las
mismas. Esto genera un aumento de la energía potencial de deformación en la falla, conocida
como Energía Sísmica Acumulada (E.A.S). Luego de un cierto número de años, dependiendo de
la resistencia del material de la falla y otros factores, dicho material llega a su máxima capacidad
de resistencia y cede, allí se produce el evento tectónico o sismo cuya magnitud dependerá de
características como la longitud del área de ruptura y la cantidad de energía acumulada.
Por ello, la actividad sísmica se resume en un proceso de acumulación y liberación de
energía que se va modulando de acuerdo a la tasa de convergencia de las placas. La deformación
acumulada se distribuye hacia la zona de contacto Interplaca y hacia el continente (sismos
corticales), definiendo así diferentes zonas o fuentes sismogénicas. Para nuestro país, estas
fuentes son las zonas de contacto entre las placas tectónicas mencionadas en el capítulo anterior,
lo que hace que en nuestra región los sismos sean generados debido a una “subducción tipo
Chile”, caracterizada por un sistema de tensiones de tipo compresivas, como se esquematiza en la
figura Nº 2.1.
Figura Nº 2.1: Tipo de Subducción Chilena.
2.2. IMPLEMENTACION DE LA BASE DE DATOS
Una vez determinada y acotada las coordenadas del área de estudio y de definir las áreas
de influencia, se deberá definir el rango de magnitudes que se considerará, elegir la ventana de
tiempo que resulte más representativa tanto para los eventos de alta y baja magnitud. Esto obliga
a seleccionar criteriosamente los catálogos que permitirán confeccionar una base de datos para las
intensidades de los eventos registrados, en un cierto período de tiempo.
10
Posteriormente, definidos el o los catálogos que permitirán confeccionar la base de datos
para registros de intensidades, se deben estimar las ventanas temporales representativas para
reportar eventos según ciertos rangos de magnitudes, para eventos agrupados entre rangos de
magnitud igual a ∆Ms = 0.5, perteneciente a rangos desde Ms = 4.5 – 5.0 incrementando el
diferencial de Ms, hasta la magnitud máxima histórica de cada fuente sismogénica. De esta
manera se puede estimar qué tan extenso debe ser el catálogo para tener una recurrencia
significativa y representativa en cada rango de magnitudes de los sismos en la zona de estudio.
2.2.1. DETERMINACIÓN ÁREA DE ESTUDIO
¿Por qué estudiar la Región Metropolitana y en particular analizar la Cuenca de Santiago,
y evaluar en ella el peligro sísmico?, es la pregunta que se contestará en este ítem.
Chile es el sitio preciso para estudiar fenómenos geofísicos y sísmicos ya que es un
laboratorio experimental por excelencia en toda su extensión, lo que favorece y enriquece los
estudios que se hacen al respecto y permite desarrollar nuevas técnicas y teorías acerca de todo
tipo de eventos presentes en nuestro país. No obstante y pese a lo atractivo que resulta nuestro
territorio, incluso para investigadores extranjeros, la vulnerabilidad y la latente amenaza sísmica
ponen a prueba la serviciabilidad de las estructuras y la seguridad de la población, más aún en
áreas tan pobladas como la capital de Chile, la cual, de experimentar una catástrofe, repercutiría
directamente en la economía y progreso nacional.
En Chile la concentración de la población y de infraestructuras es muy alta en la Región
Metropolitana de Santiago. Es por esto la necesidad de estudiar y evaluar el peligro sísmico en
dicha zona, recopilando nuevos antecedentes y actualizando investigaciones anteriormente
desarrolladas.
Otro aspecto de interés en la zona seleccionada, son las características que presenta el
contacto entre las placas frente a la cuenca de Santiago, debido a una particularidad del contacto
subductivo. A los 33° S aproximadamente, la placa cambia su ángulo de buzamiento a partir de
una profundidad de unos 100 Km. Al norte de los 33° la placa es casi horizontal comparado con
los 25°- 30° que tiene al sur del paralelo 33.
En el segmento norte, entre los 27º y 33º, llamado segmento de subducción subhorizontal,
la zona de Wadati- Benioff desciende bajo el continente con una pendiente media de 25º E hasta
aproximadamente 60 Km de profundidad. Bajo esta profundidad va decreciendo su pendiente
hasta casi 0º a los 100 Km de profundidad y sigue una trayectoria casi subhorizontal por más de
300 Km desde donde continúa su descenso en el manto con una pendiente media de 25º E.
(Pardo, et al.2000).
En el segmento sur, entre los 33º y 36º S, la zona Wadati-Benioff mantea unos 30º hacia
el Este aumentando progresivamente su inclinación con la profundidad.
Estas características y particularidades de la morfología tectónica que se conjugan en estas
latitudes, generan la presencia de eventos de diferentes fuentes sismogénicas. Por ende, si se
realiza un estudio detallado de esta zona, los resultados pueden ser fácilmente extrapolables a
otras regiones de Sudamérica y del mundo.
11
Concretamente, la Cuenca de Santiago la cual será estudiada en este trabajo, es el sector
correspondiente a la Depresión Intermedia ubicada en la zona central de Chile, comprendida
entre los paralelos 33° y 34° de latitud Sur. Limitando al Norte con el cordón de Chacabuco, y al
sur con el cordón de Paine.
2.2.2. DETERMINACIÓN ÁREA DE INFLUENCIA
La sismicidad de la región donde se quiere predecir el movimiento es el primer paso a
seguir para el estudio del peligro sísmico. Previamente se debe definir la extensión de la zona
cuya actividad sísmica pudiera afectar a un emplazamiento dado dentro de la Región
Metropolitana.
Casi todas las normativas establecen como área de influencia un círculo de radio igual a
300 kilómetros alrededor del punto a estudiar, y se impone el análisis de sismicidad en la región
comprendida dentro del mismo.
Se considerará, entonces, como área de influencia para la Cuenca de Santiago, en cuanto a
la repercusión que puedan tener los sismos fuera de la región de estudio y que eventualmente
pudieran incrementar el Riesgo Sísmico en la Región Metropolitana, un rango de 300 Km al
norte y 300 Km al sur de Santiago. Se debe mencionar que dentro de esta selección de la
extensión esférica de las áreas de influencia, no se considera el efecto directivo de las fallas
superficiales.
En conclusión, éste estudio abarcará una extensión entre los paralelos 30º y 37º de Latitud
Sur, es decir comprende zonas de la región de Coquimbo, de Valparaíso, del Libertador General
don Bernardo O’Higgins, la Región Metropolitana y parte de la región del Maule.
2.2.3. GENERACIÓN DE LA BASE DE DATOS
La sismicidad histórica proporciona criterios cualitativos acerca de la actividad sísmica
nacional a partir del siglo XVI, pero dichos registros no son totalmente representativos ya que los
reportes no han sido captados homogéneamente a partir de entonces hasta la fecha.
Para confeccionar la base de datos que se ocupará en este trabajo, se consultan catálogos
nacionales e internacionales. La confección de la base de datos con los sismos chilenos se hizo
conservando el formato utilizado en la elaboración del catálogo del proyecto SISRA (CERESIS;
et al. 1985), el cual permitirá determinar las curvas de atenuación; mientras que para la
determinación de las relaciones Gutenberg- Richter, se recurrirá a los reportes del catálogo inglés
ISC.
La información reunida corresponde entonces, a la proporcionada por los siguientes
catálogos:
• Catálogo del Centro Internacional de Sismología (Internacional Seismological Centre,
ISC).
• Catálogo CERESIS, fue confeccionado por el Centro Regional de Sismología para
América del Sur, cuenta con información desde 1962. Este catálogo nace por la necesidad de
unificar los catálogos de América del Sur bajo el auspicio del "Programa para la Mitigación
12
de los efectos de los terremotos en la Región Andina" (conocido como el Proyecto SISRA,
1985).
Para la elaboración de la base de datos que permitirá la caracterización de las fuentes
sismogénicas, se emplearán los datos disponibles en el catálogo inglés ISC (Internacional
Seismological Centre), a través de su pagina web http://www.isc.ac.uk. A partir de la revisión de
este catálogo, que recopila registros de eventos mundiales, se seleccionarán los eventos
pertenecientes a las latitudes 30° y 37° S, y a las longitudes 69° y 73° W, que corresponden a los
rangos de estudio de este trabajo.
La mayoría de los eventos registrados contiene variaciones en los parámetros sísmicos
reportados, dependiendo del servicio o estación sismológica que informó el evento ya que
algunos datos se recalculan o relocalizan, es por eso, que en el catálogo del ISC algunos eventos
presentan más de un valor de magnitud o de profundidad focal, pero sólo se seleccionó el que
corresponde al reporte dado por el ISC. Se consideró además, de la base de datos, aquellos
eventos que presentan registro numérico de profundidad focal, descartando aquellos que no
presentan este valor.
Luego de tener los parámetros sísmicos de todos los eventos reportados, se tomarán los
sismos que tienen dos reportes de magnitud, ya sea Ms y mb, o Ml o Mw, con estos pares de
datos se puede obtener una relación lineal entre las escalas de medición de magnitud. Con la
ecuación determinada, es posible obtener la magnitud Ms para todos los eventos considerados del
catálogo seleccionado.
Con el valor de Ms calculado para cada evento reportado por el ISC, se procede a
seleccionar de la base de datos sólo aquellos con Ms mayor o igual a 4.5, criterio que se
considerará en este trabajo, por considerarse de interés para el ámbito ingeneril.
El gran período de tiempo comprendido entre 1904 y 2006, hace que la ventana temporal
considerada, que abarca más de 100 años, sea representativa de los sismos de baja y alta
magnitud. Este hecho permite elaborar una muestra de sismos para Chile, y en particular para la
Región Metropolitana de Santiago, que se considere confiable.
Toda esta información para los sismos ocurridos hasta el 2006 reportados en el catálogo
ISC, contempla en resumen 3.300 eventos de la base de datos para el rango de coordenadas que
abarca el presente estudio.
2.2.4. HOMOLOGACIÓN DE ESCALAS DE MAGNITUD
El análisis del peligro sísmico se realiza en función de la magnitud y la intensidad. Las
escalas de magnitud empleadas comúnmente son la mb y Ms, calculadas a partir de las ondas de
cuerpo y ondas superficiales, respectivamente.
Al igual que en el catálogo del proyecto SISRA (Sismología para la Región Andina,
1985), sólo se consideran los sismos con una magnitud superior o igual a 4,5 sea ésta, mb
(magnitud de la onda interna), Ms (magnitud de la onda de superficie), Mw (magnitud de
Momento Sísmico), Mc (magnitud coda) o Ml (magnitud local).
13
Para cada sismo se entrega la fecha y hora en que ocurrió junto con las coordenadas del
epicentro, latitud [º], longitud [º] y profundidad focal [km], además de las magnitudes registradas,
ya sea en escalas mb, Ms, Mw, y/o Ml.
La magnitud es un valor único y es una medida cuantitativa del sismo relacionada con la
energía sísmica liberada. Teóricamente la magnitud no tiene límite superior, pero está limitada
por la resistencia de las rocas en la corteza terrestre y la longitud de ruptura probable en la falla.
Para su determinación han sido creadas diferentes escalas, dependiendo del tipo de onda en que
se basa la medición; se tienen, así, las siguientes escalas de magnitud:
1. Magnitud Local ( Ml ):
La idea de medir la magnitud de un sismo basado en un registro instrumental fue
introducida en 1935 por Charles Richter, sismólogo de California Technological Institute. Fue
definida para sismos locales en California para un radio de aproximadamente 600 km y se
determina a partir de la máxima amplitud registrada por un sismógrafo Wood Anderson con
constantes específicas (período = 0.8 segundos, amplificación estática igual a 2.800 y factor de
amortiguamiento cercano a 0.8) ubicado a 100 kilómetros de la fuente sísmica. Para su
determinación se utiliza la siguiente expresión:
Ml = 1og (A) – log (Ao)
Donde A es la máxima amplitud de la traza registrada y Ao la amplitud máxima que sería
producida por un sismo patrón, siendo éste aquel que produciría una deflexión de 0.001 mm en
un sismógrafo ubicado a 100 Km del epicentro.
Ya que la escala de magnitud es logarítmica, el incremento en una unidad de magnitud
significa un aumento en diez veces de la amplitud de las ondas en el sismograma, lo cual no debe
confundirse con lo que sucede con la energía sísmica liberada en donde un incremento en
magnitud equivale a un aumento de aproximadamente 31,5 veces de energía.
Las escalas de magnitud Ms y mb no reflejan adecuadamente el tamaño de sismos muy
grandes, subestiman su valor y entregan una estimación poco exacta de la energía liberada, lo que
se ha denominado saturación de las escalas de magnitud. Las máximas magnitudes mb se
encuentran alrededor de 6.5 a 6.8, y la magnitud Ms entre 8.3 a 8.7. Así también la magnitud
definida empíricamente con base en la amplitud de las ondas sísmicas no permite definir el
tamaño del sismo en términos del proceso físico de ruptura y de las dimensiones de la zona de
dislocación.
2. Magnitud de Ondas Superficiales (Ms):
Esta escala se basa en la amplitud máxima producida por las ondas superficiales Rayleigh
con período en el rango de 18 a 22 segundos. La expresión para determinar su valor es la
siguiente:
14
Ms=log10(A/T)+1.66log10(De)+3.30
Donde A es la máxima amplitud horizontal del terreno medida en micrómetros, T es el
período de la onda en segundos y De la distancia epicentral en grados.
3.
Magnitud de Ondas de Cuerpo (mb):
La determinación de la magnitud Ms para los sismos con profundidad focal mayor a 50
kilómetros se dificulta, debido a que no se generan ondas de superficie con suficiente amplitud;
para compensar esto se utilizó un factor de corrección de tal forma que se pudieran utilizar las
ondas de cuerpo. La magnitud mb se basa en la amplitud de ondas de cuerpo con períodos
cercanos a 1.0 segundos, para su determinación se utiliza la siguiente expresión:
mb = log (A/T) + Q(D,h)
Donde A es la amplitud del terreno en micrómetros, T es el período en segundos y Q es
un factor de atenuación que está en función de la distancia (D) en grados y la profundidad focal
(h) en kilómetros.
4. Magnitud Momento (Mw):
La introducción del concepto de Momento Sísmico en la sismología, ha aportado una
medida para designar el tamaño de un sismo que está en función directa de las propiedades físicas
de la roca y de las dimensiones del área que sufre la ruptura. Es a partir de este concepto que se
ha desarrollado la magnitud de momento.
La cantidad de energía liberada por un sismo a partir del Momento Sísmico se define así:
Mo = µ D A
En la cual Mo es el momento sísmico medido en [dinas-cm], µ es la rigidez de la roca
en dinas/cm2, D es el desplazamiento promedio de la falla en cm y A es el área del segmento que
sufrió la ruptura expresada en cm2.
La nueva escala de magnitud, denominada magnitud momento fue desarrollada por Hiroo
Kanamori, del California Technological Institute. Para su determinación se utiliza la siguiente
expresión:
Mw=2/3 log (Mo) – 10.7
Las magnitudes de los sismos grandes fue recalculada usando esta nueva escala y para
algunos de ellos cambió notablemente, tal como sucedió con el sismo de Chile de 1960 que tenía
una magnitud Ms de 8.3 y que al calcularle la magnitud momento ésta fue de 9.5 convirtiéndose
así en el sismo de mayor magnitud hasta hoy registrado.
15
Para resolver entonces al problema de la homologación de las escalas de medición de la
magnitud, debido a que los catálogos para diferentes períodos de tiempo, registran los eventos en
diversas escalas, se seguirá el siguiente procedimiento: la magnitud considerada será la magnitud
Ms. Los sismos que no tengan Ms reportada, ésta se obtendrá convirtiendo mb a Ms. En el caso
de ser necesario, los eventos que no tengan Ms ni mb, se convierte Ml a Mw, luego Mw a mb y
este mb a Ms, y los que no tengan las magnitudes anteriores se convierte Mc a Mw, ésta a mb y
finalmente ésta a Ms, todo dependiendo del tipo de escala con la que se reporte el evento, de
modo tal de expresar todos los sismos en términos de una sola escala de magnitud, Ms, para
poder realizar comparaciones y análisis posteriores.
Este procedimiento se realizará recogiendo de la base de datos confeccionada, los
registros que reporten para un mismo evento la magnitud en diferentes escalas. Se agruparán
dichos casos y al graficarlos se determinará, a través de una regresión lineal, la relación entre el
par de escalas de magnitud.
Llamó la atención al grupo de sismólogos que colabora en este trabajo, al momento de
presentar los pares de datos con Ms y mb, el gran número de eventos reportados por el ISC con
Ms inferior a 4.0 reportados en los últimos años. Este hecho considerado poco riguroso no es
despreciable, pues corresponde a más de un centenar de eventos en esta situación, cuya presencia
afecta considerablemente la pendiente de la recta que relaciona Ms y mb, haciéndola decrecer
cuando se omiten de la muestra los eventos de bajo Ms.
Para solucionar este problema, se decidió no considerar para la relación entre Ms y mb los
eventos con Ms inferior a 4.0, luego resultan cerca de trescientos eventos con Ms y mb, a partir
de los cuales se generará la relación lineal entre las escalas de magnitud, que corresponde a la
ecuación 2.1.
Lo anterior, se presenta en la tabla Nº 2.1, donde se exponen las relaciones que permiten
homogenizar la muestra para los 285 reportes de sismos que componen la base de datos que
presentan el valor de la magnitud en dos escalas reportadas Ms y mb, a partir del año 1978 .
Considerando los eventos entre los 30º y 37º de latitud sur, se obtiene:
Tabla Nº 2.1
Relación lineal entre Escalas de Magnitud Ms y mb
Escalas
Ecuación 2.1
R2
Ms y mb
Ms = 1.099 x mb – 0.588
0.58
El valor del factor de correlación R2 representa cuán dispersos se encuentran los eventos
en relación a la línea de tendencia que los representa. En el caso de las escalas de magnitud para
las cuales se encontró un bajo valor de R2, esto se explica debido al escaso número de eventos
que reportaran el valor de la magnitud en dos escalas de medición, en comparación con el
número total de reportes.
A partir de la tabla anterior se procedió a evaluar cada ecuación para los distintos pares
de magnitudes mb y Ms registradas para un mismo evento perteneciente a la base de datos
empleada en este trabajo, en total 285 pares de datos, cuyo comportamiento se presenta en el
siguiente grafico Nº 2.1.
16
Gráfico N° 2.1: Relación lineal entre escalas de magnitud Ms y mb.
Relacion lineal entre Ms y mb
Ms = 1.099 x mb - 0.5883
2
R = 0.5797
8
7.5
7
6.5
Ms
6
5.5
5
4.5
4
3.5
3
3
3.5
4
4.5
5
5.5
6
6.5
7
7.5
8
mb
El bajo coeficiente de correlación obtenido con la ecuación de la tabla Nº 2.1 indica la
mala dispersión de los datos, lo que hace pensar que quizás la relación lineal no es la que mejor
se ajusta a los valores de magnitud Ms y mb, pero sin embargo es la que se ha usado desde
siempre para relacionar las diferentes escalas de medición de magnitud.
Sin embargo, para fines comparativos se ajusto una curva cuadrática, obteniéndose un
factor de correlación igual a 0.592, similar al 0.5797 de la ecuación 2.1, por lo que al no
experimentar una diferencia en el comportamiento de los datos, se acepta la relación lineal entre
las escalas de magnitud.
El trabajo en esta misma línea de investigación considerado como antecesor, realizado por
Romanoff en 1998, empleó para los procedimientos de cálculo del peligro sísmico, la relación
determinada por Martin en 1990, que corresponde a la ecuación Ec. 2.2, presentada a
continuación:
Ms = 2.5 mb – 8.23
Ec. 2.2
En el 2006, Araya obtuvo una nueva relación para los eventos de todo Chile, registrados
desde el año 1981 al 2006, es decir, a partir del año de término de reportes realizados por el
SISRA, relación que se presenta en la tabla N° 2.2. Para comparar las ecuaciones encontradas en
este trabajo, con las de Martin y Araya, se grafican las relaciones lineales obtenidas entre Ms y
mb, correspondientes a las ecuaciones 2.1 y 2.2. Posteriormente, se obtuvo el indicador
estadístico de desviación estándar, que calcula la diferencia entre los datos observados y los
teóricos obtenidos a partir de las relaciones encontradas.
17
Se debe mencionar la importancia de comparar las ecuaciones encontradas en este trabajo,
con las relaciones encontradas por otros autores, los cuales han elaborado ecuaciones a partir de
eventos comprendidos en todo el territorio nacional, para diversas ventanas de tiempo
consideradas, y de acuerdo a diferentes catálogos empleados.
Las relaciones entre las escalas de magnitud, y los resultados de su aplicación a los
eventos reportados, se presentan en la tabla Nº 2.2, mientras que la comparación de las curvas se
observa en el grafico Nº 2.2.
Grafico Nº 2.2: Comparación de las relaciones lineales entre escalas de magnitud Ms y mb,
dependiendo de diversos autores.
Relacion Ms y mb
9,0
8,0
7,0
Ms
6,0
5,0
4,0
3,0
2,0
3
3,5
4
4,5
mb 5
Relacion Ms y mb este trabajo
Araya_ 2006
5,5
6
6,5
7
Relacion ms y mb, martin 1990
Este trabajo considerando Ms <4,0
Tabla Nº 2.2
Comparación Estadística Relaciones lineales Ms y mb
Autor
Ecuación
Desv. estándar
Martin (1990)
Araya (2006)
Este trabajo con todos los valores de
Ms reportados por el ISC
Este trabajo con los valores de Ms >
4.0 reportados por el ISC
Ms = 2.5 mb - 8.23
Ms = 1.26 mb – 1.56
1.019
2.184
Ms = 1.28 mb – 1.58
2.199
Ms = 1.1 mb – 0.59
0.456
A partir del estimador estadístico de la desviación estándar, se observa una menor
dispersión de los datos reportados empleando la ecuación 2.1, la cual presenta una menor
diferencia entre el valor de magnitud observado y el obtenido mediante el ajuste teórico de los
datos reportados.
Teniendo entonces los valores de magnitud Ms para los 3.374 eventos reportados por el
ISC dentro de las coordenadas que abarca este estudio, se aplica el criterio de considerar sólo
18
aquellos eventos con Ms ≥ 4.5, por lo que la base de datos resultante contempla definitivamente
1.079 eventos.
Una vez homologadas las escalas de medición de magnitud, y obtenido el valor Ms para
todos los eventos de nuestra base de datos, el paso siguiente, es agrupar los eventos según rangos
de magnitudes, y obtener los valores necesarios de las ventanas de tiempo del catálogo para
confeccionar una base de datos confiable, procedimiento que se detalla a continuación.
2.2.5 DETERMINACIÓN DE LAS MAGNITUDES MAXIMÁS ESPERADAS
La determinación del sismo de diseño, consiste en conocer la actividad sísmica del lugar y
contar con información anexa de interés como fecha de ocurrencia, ubicación de epicentros,
profundidades focales, magnitudes, intensidades, descripción de daños, generaciones de
tsunamis, etc. Con éstos antecedentes es posible establecer el umbral de magnitud a partir del
cual empiezan a ocurrir daños de importancia, las zonas de ruptura, periodos de actividad
sísmica, distribución espacio-tiempo de sismos de importancia y la determinación de periodos de
recurrencia para rangos de magnitudes de interés para el riesgo sísmico.
Uno de los terremotos interplaca tipo thrust más importantes en el área de estudio,
corresponde al ocurrido en Valparaíso en 1906, con un largo de ruptura de 365 [km] y un ancho
de 150 [km], cuya magnitud es estimada en Ms= 8,5, siendo ésta la magnitud máxima esperada
apropiada para este tipo de fuente (Comte y otros, et al. 1985).
Los terremotos intraplaca de profundidad intermedia de gran magnitud sólo se han
registrado correctamente a partir del siglo XX, siendo algunos ejemplos de este tipo de sismos los
ocurridos en Chillán (1939), con magnitud igual a Ms=7.8 (Beck y otros, et al. 1998); Calama
(1950) con una magnitud de Ms=8.0 (Kausel y Campos, et al. 1990); y el terremoto de Tarapacá
del año 2005, con una magnitud registrada Mw = 7.9.
En el caso de los sismos corticales o superficiales, en el continente se producen al pié de
la cordillera de Los Andes en la parte central del territorio y en la precordillera en el Norte
Grande. Estos eventos se caracterizan por su poca profundidad y porque sus efectos destructivos
se concentran en un área de dimensiones reducida.
Con la información reunida en los últimos años, gracias a las redes locales como la red
telemétrica de Santiago, se ha podido comprobar que esta actividad es persistente pero no se ha
podido estimar la magnitud máxima esperada ni la frecuencia de estos terremotos.
De acuerdo con los datos históricos, el evento más importante de este grupo corresponde
al terremoto de Las Melosas de 1958 con una magnitud del orden de 7.0 y con una intensidad en
la zona epicentral de IX grados en la escala de Mercalli Modificada (Astroza y Sepúlveda, et al.
2006). El terremoto de las Melosas consiste en una secuencia de al menos 3 eventos de una
magnitud inferior a 6.9, (Alvarado, et al. 2008). Además de este evento, en los últimos cinco años
han ocurrido dos eventos de este tipo que han provocado daños y cuyos epicentros se han ubicado
al interior de Iquique, terremoto de Chusmiza del 2001, y el terremoto de Curicó del 2004.
Entonces, para la consideración de las magnitudes de diseño se recurrirá a datos históricos
registrados y ya usados con anterioridad en otros trabajos relacionados con el tema.
Lo anteriormente citado se resume en la siguiente tabla, Tabla Nº 2.3.
19
Tabla Nº 2.3
Magnitudes Máximas esperadas según Fuente Generadora
2.2.6
Fuente Sismogénica
Magnitud Histórica Máxima [Ms]
Interplaca tipo Thrust
8.5
Intraplaca de Profundidad Intermedia
8.0
Cordilleranos Corticales Superficiales
7.0
PROBLEMA DE ESTADÍSTICA SÍSMICA NO HOMOGENEA.
Para resolver el problema de la Estadística Sísmica No homogénea, se expone la
siguiente metodología propuesta por Stepp en 1973, empleada posteriormente en Chile por
primera vez por Labbé y Saragoni en 1976, metodología que se ha aplicado en trabajos más
recientes, dado a que existen rangos de magnitudes que no han sido registrados adecuadamente a
lo largo de la historia, además de que a medida que la magnitud se incrementa, aumenta también
el tiempo necesario a considerar en la obtención del promedio anual de ocurrencia de N
terremotos de magnitud ≥ Mi.
Los pasos a seguir se resumen a continuación:
a) Agrupar los sismos en rangos de magnitudes, y cada intervalo se modela como un proceso
estocástico puntual en el tiempo.
b) Considerar que la varianza (SR2) de la media de la muestra, es inversamente proporcional
al número de observaciones que compone la muestra considerada.
c) Emplear la Ley de distribución de Poisson, que supone independencia de los eventos y
que permite modelar la ocurrencia de los sismos como un proceso homogéneo de Poisson.
Es decir, para cada rango de magnitud, la longitud del intervalo debe ser lo
suficientemente grande para establecer una tasa promedio estable de ocurrencia.
Es decir, si Ki representa el número de sismos que ocurren anualmente, entonces una
estimación de la tasa promedio anual de la muestra será:
n
R(M) = ∑ Ki ,
(Ec. 2.1)
i=1
La varianza S R 2 =
R(M)
, con T = longitud de años de la muestra.
T
La desviación estándar de la muestra se calcula como S R =
R(M)
(Ec. 2.2)
(Ec. 2.3)
T
Para minimizar los efectos de la incompletitud de una base de datos, se ha recurrido a éste
simple método estadístico y empírico, basado en el criterio de estabilidad de la tasa de
recurrencia para ciertas magnitudes. De acuerdo a este método un catálogo completo de
terremotos se agrupan en eventos en varios rangos de magnitud, y el número promedio de
eventos por año R(M), es evaluado para cada rango de magnitud para diferentes ventanas de
20
tiempo de longitud creciente, descontando desde el año de registros más recientes. Las series
obtenidas de R(M) se analizarán dada la mínima longitud de las ventanas de tiempo para la cual
R(M) comienza a ser estacionaria, y esta ventana se asume que representa el mínimo periodo en
el cual los reportes se consideran completos. Ver figura Nº 2.3.
Figura Nº 2.3. Metodología de Stepp.
Teniendo los resultados de las ecuaciones anteriores, se puede crear una muestra artificial
de datos homogéneos, mediante una cuidadosa determinación de los intervalos en los cuales los
terremotos están completamente reportados para diferentes rangos de magnitud, es decir, cuando
la tasa de ocurrencia de un rango de magnitud es constante, implica que el intervalo de tiempo T
ha reportado completamente los eventos de magnitud Ms ≥ Mi, teniendo como objetivo la
minimización del error en la estimación de la tasa promedio de ocurrencia de sismos para cada
rango de magnitud de interés.
En el siguiente capítulo se muestran en detalle, los valores de tasas de ocurrencias R(M),
varianzas (SR2) y desviaciones estándares (SR) para los eventos agrupados en diferentes rangos de
magnitud, separados por fuente generadora, cálculos realizados con el objeto de graficar
posteriormente en escala log-log los datos de la desviación estándar SR de la estimación de la
media del número de anual (N/T) de eventos, como una función de la duración T de la muestra
para varios rangos de magnitud, entre los 30º y 37º de latitud sur.
De los resultados anteriores se podrá deducir los lapsos de tiempo necesarios para tener un
reporte adecuado de los sismos de un cierto rango de magnitud, como era de esperar se obtuvo
que a medida que aumenta la magnitud del evento, se incrementa también el lapso de tiempo
necesario para tener un catálogo representativo y completo de los eventos.
21
Al graficar en escala logarítmica los valores de la desviación estándar versus el tiempo,
como se mostró anteriormente, y observar el tipo de curva obtenida, se puede concluir que el
tiempo requerido para la selección de una ventana representativa de dicho rango de magnitud, es
el primer punto sobre la curva a partir del cual la tasa de recurrencia anual se vuelve estable. Se
debe mencionar que la selección de dicha coordenada, requiere además un cierto criterio
subjetivo que maneje una ventana de tiempo adecuada y razonable para cada rango de magnitud.
Es importante mencionar el comportamiento de la curva de desviación versus el tiempo,
graficados en escala logarítmica ambos ejes, en la cual se aprecian claramente dos pendiente en
cada curva, las primeras coordenadas decaen linealmente a razón K/√T siendo K una constante
propia para cada rango de magnitud, es decir,
R(M,T) =
N(M)
1
K
⇒ R(M,T) ≈
⇒ R(M,T) =
T
T
T
(Ec. 2.4)
Graficando los valores de magnitud versus la tasa de ocurrencia normalizada
temporalmente, se obtiene la ecuación de Gutenberg-Richter, que indica la frecuencia de
ocurrencia de eventos para una cierta magnitud en una cierta localidad, y en una cierta ventana de
tiempo.
Con el fin de evaluar la ventana temporal necesaria para registrar un evento de magnitud
cercana a la magnitud de máxima esperada de cada fuente, se reemplaza en la relación
Gutenberg-Richter obtenida para cada fuente sismogénica, el Ms establecido en la tabla Nº 2.3.
El trabajo en este ámbito más reciente fue el realizado por Martin (1990), el cual reportó
las siguientes ventanas de tiempo para eventos desde 1906 hasta 1985, siendo un total de 2.224
registros de eventos de magnitud Ms ≥ 4.5 para todo el territorio nacional, ver tabla Nº 2.4;
Tabla Nº 2.4
Determinación de Ventanas Temporales para catálogos según Martin (1990)
Rango de Magnitud
[Ms]
Frecuencia Anual de
Ocurrencia [N]
Tiempo considerado
[años]
≥ 4.5
96.67
3
≥ 5.0
35.80
10
≥ 5.5
13.80
10
≥ 6.0
6.50
30
≥ 6.5
3.17
30
≥ 7.0
1.35
40
≥ 7.5
0.40
40
≥ 8.0
0.06
140
22
Lo anteriormente señalado, permitió tener una idea general de los resultados que se deben
obtener en este trabajo, teniendo en cuenta, que en ésta memoria el estudio se ve restringido al
rango entre 30º y 37º de latitud sur, correspondiente a Región Metropolitana de Santiago y sus
áreas de influencia, y sólo para sismos de magnitud superior a 4.5, que son los que importan para
una evaluación de peligro sísmico y un análisis de riesgo posterior.
En el capítulo siguiente se realizarán los procedimientos antes citados en este ítem, para
determinar las ventanas de tiempo y las relaciones de Gutenberg- Richter, separando los eventos
por fuente sismogénica generadora.
Para la clasificación y caracterización de dichas fuentes, se emplearán criterios de
ubicación del epicentro, y la profundidad focal registrada, agrupando eventos en 3 regiones
sismogénicas.
2.3
RESULTADOS Y CONCLUSIONES
La estadística sísmica no es homogénea o integra, es decir los eventos sísmicos de
distintas magnitudes no han sido reportados con el mismo cuidado a través del tiempo. Como
prueba de ello se puede destacar que los sismos de magnitudes inferiores a 6.5 sólo se han
recopilados en su totalidad a partir de 1960, siendo gran parte de ellos réplicas de los terremotos
del 21 y 22 de mayo de 1960. En cambio, para magnitudes altas, mayores o iguales a 7.0, se
observa que existe uniformidad de información para el período de tiempo perteneciente al siglo
XX.
De acuerdo con Madariaga et al.1998, la lista de terremotos de magnitud próxima a 8 no
es completa en los estudios históricos porque sus daños se limitaron a zonas locales que por el
hecho de no estar pobladas han pasado desapercibidos para los registros.
El trabajo de generar una base de datos, comienza con la selección de los catálogos
sísmicos adecuados, dependiendo de la relación entre parámetros sísmicos que se desee obtener.
Un problema grave de los catálogos antiguos consiste en que es necesario corregirlos,
debido a varios factores: población de la época, exageraciones, errores de trascripción (rara vez
se encuentra la versión original), pérdida de reportes, cambios en las regiones muestreadas, etc.
Sin embargo, la aplicación de técnicas estadísticas muy refinadas permite aprovechar gran parte
de la información antigua.
El afán de tener catálogos lo más extensos posible va más allá de la mera curiosidad
científica; los grandes terremotos (
.0), que son los que encierran más interés, tienen
tiempos de recurrencia del orden de varias décadas, de manera que es imposible determinar si
existen periodicidades en su ocurrencia y cuáles son sus variaciones si no se puede estudiar varios
ciclos completos.
Se recurre a información proveniente de catálogos mundiales como el ISC o NEIC, si es
que se requiere información con un número mayor de años abarcados; o se recurre a catálogos
regionales, como el CERESIS o el GUC, simplemente por la credibilidad y confianza que
representa el hecho de contar con registros captados por redes sismológicas locales, considerando
23
la sismicidad de nuestro país, y la expertiz de los servicios simologicos y/o tecnología con la que
se dispone para cuantificar los eventos sísmicos ocurridos dentro de nuestro territorio.
Para establecer y caracterizar las fuentes sismogénicas se confeccionó una base de datos
nutrida de eventos reportados por el catálogo inglés ISC, con el objetivo de determinar la relación
de ocurrencia de los sismos según la magnitud, dentro del área de estudio considerada, ligados a
través de la relación Gutenberg- Richter.
Se seleccionó el ISC por considerarse el más completo a nuestra disposición y por lo
accesible y rápido de obtener la sismicidad entre un cierto rango de coordenadas, ya que este
catálogo recoge los reportes a nivel mundial.
Como se pudo verificar, este catálogo también es incompleto, pues no presenta todos los
eventos considerados importantes ocurridos en nuestro país, ocasionando importantes ausencias
en cada fuente sismogénica, lo que luego repercute en su caracterización sísmica, por lo cual la
base de datos extraída del ISC debió complementarse con los datos de otras fuentes de
información o de otros catálogos.
Para el segundo gran tema abordado en este trabajo, correspondiente a la determinación
de las relaciones de atenuación, se privilegió los reportes de intensidades observadas en
localidades captadas por el Proyecto SISRA, catálogo sudamericano que cuenta con un
importante número de observaciones para cada evento ocurrido a partir de 1985, en particular
para Chile.
Se debió recurrir al catálogo inglés para obtener las relaciones G-R características de las
fuentes sismogénicas, debido al escaso número de eventos resultantes de considerar sismos
ocurridos entre los 30º y 37º S reportados por el Catálogo de Intensidades del CERESIS
(Proyecto SISRA), el cual posee un gran sesgo al reportar los eventos en los cuales se tengan
intensidades registradas, lo cual reduce significativamente el numero de sismos, y distorsiona la
relación de ocurrencia versus la magnitud de un sismo en un determinado lugar.
En el desarrollo de este trabajo, se pudo conocer y concluir, lo sesgado de los catálogos
sísmicos disponibles tanto nacionales como internacionales. Pese a ser el país sísmicamente más
activo a nivel mundial, no contamos con una base de datos completa ni actualizada de los eventos
ocurridos en Chile desde 1906.
Lo anterior pone de manifiesto la necesidad imperiosa de elaborar y publicar un catálogo
nacional completo, que contenga los parámetros sísmicos actualizados de los grandes eventos que
han sido estudiados y reevaluados de forma detallada en estos últimos años, como son los
terremotos de Talca, Chillán, La Ligua, Santiago, Punitaqui, Las Melosas, entre otros;
recogiendo y ordenando la información dispersa que se ha obtenido en numerosas
investigaciones, para contar con un antecedente actualizado y revisado por los sismólogos
nacionales, que permita tener la certeza de considerar los eventos importantes con sus parámetros
reevaluados y/o relocalizados, con el objetivo de recurrir a esta base de datos para los posteriores
estudios de peligro sísmico, o con la finalidad de contar con un reporte nacional completo que sea
un referente fidedigno de la sismología histórica nacional.
Todo lo anteriormente mencionado, hace de la elección de un catálogo un proceso
criterioso que asegure la confección de una base de datos representativa. Es decir, la elección de
24
una ventana temporal que no sea tan corta como para que no incluya eventos de gran magnitud,
ni tan larga para que el instrumental empleado a lo largo de los años involucrados, haya sido
incapaz de percibir los eventos pequeños.
Referente al párrafo anterior, en relación a la determinación de una ventana temporal, que
permita que una base de datos contemple en forma representativa los sismos de un determinado
rango de magnitud, se debe concluir que la metodología de Stepp, representa un grado de
subjetividad, al determinar el punto donde comienza la estabilidad de las tasas de ocurrencia, el
cual repercute posteriormente en la obtención de la ventana de tiempo, y en la determinación de
la relación de G-R.
Se debe mencionar que las curvas en escala log-log de la desviación estándar de las
muestras versus el periodo considerado, igual a 100 años, decae tal como se había planteado, es
decir, a razón inversa de la raíz del periodo, tal como se dedujo en la ecuación 2.4. Además se
concluye, que el coeficiente K se reduce a medida que el rango de magnitudes Ms considerado
crece, trasladándose en forma paralela decreciente a mayores valores de Ms, como se constatará
en el siguiente capítulo.
Según Labbé y Saragoni en 1976, y posteriormente Martin en 1990, las ventanas
temporales necesarias para generar una base de datos confiable que contemple sismos de
magnitud igual a la máxima esperada, consta de 166 y 140 años, respectivamente. En esta
ocasión no se separaron eventos según fuente generadora, además de determinar este periodo
para sismos reportados en todo el territorio nacional.
Teniendo en cuenta las magnitudes que se manejan, se puede esperar que trabajando con
la escala Ms se privilegie a los eventos de mayor magnitud, considerando que para estos sismos
el valor de mb se satura sobre grado 6.0, quedando mejor representados por la magnitud Ms. Es
por eso que la escala de magnitud Ms, es aquella con la que se expresaron los eventos registrados,
para posteriormente obtener relaciones entre magnitudes y frecuencias de ocurrencias, a través
de la ley de Gutenberg-Richter propia para cada fuente.
25
CAPÍTULO 3
3.1
DETERMINACIÓN DE LA SISMICIDAD Y
CARACTERIZACIÓN DE FUENTES SISMOGÉNICAS
CONTENIDO GENERAL
Considerando que Chile es uno de los países con más alta actividad sísmica en el mundo,
y que frecuentemente el país sufre catástrofes debido a la vulnerabilidad que presenta a lo largo
de su extensión, es que se hace necesario y de suma importancia, evaluar certeramente el Peligro
Sísmico existente, contar con redes instrumentales dispuestas en todo el territorio, para predecir
probabilísticamente las intensidades que podrían excederse en cualquier localidad de Chile,
empleando adecuadamente leyes de atenuación y correlacionando la sismicidad con la tectónica
presente en nuestro país, lo que ha permitido determinar las fuentes sismogénicas y caracterizar
sus respectivos parámetros sismológicos de interés.
La identificación y caracterización de cada fuente sismogénica se realiza estudiando la
sismicidad que aportan los eventos existentes en los catálogos sísmicos disponibles. Estos
eventos se representan y se clasifican dependiendo de su sectorización y profundidades focales,
con lo cual se reconocen las fuentes sismogénicas que los originaron.
A cada grupo de eventos se asocia su “fuente tipo” y sus respectivos parámetros
geométricos, tamaño del terremoto máximo posible, entre otros datos. Para cada fuente se
estimará la relación Gutenberg-Richter y se determinarán posteriormente las respectivas leyes de
atenuación, para conocer la variación de la intensidad con la distancia hipocentral, y poder
evaluar posteriormente el peligro sísmico en ciertas áreas de interés de la Región Metropolitana,
y en especial dentro de la cuenca de Santiago.
En el presente capítulo se identificarán las fuentes sismogénicas encontradas según la base
de datos generada en el capítulo anterior a partir del catálogo internacional ISC, posteriormente
se obtendrán para cada región sismogénica las leyes de Gutenberg- Richter mediante el método
de mínimos cuadrados. Mediante la conocida metodología probabilística de Algermissen y
Perkins, se obtendrán en una etapa fina, las probabilidades de excedencia del parámetro de
intensidad para la determinación del peligro sísmico en Región Metropolitana de Santiago.
3.2.
DESARROLLO
3.2.1. IDENTIFICACIÓN DE LAS FUENTES SISMOGÉNICAS.
Una vez determinada la base de datos de los sismos registrados por el Catálogo del ISC,
es decir, teniendo registros de magnitudes desde 1904 hasta el 2006, además de definir los límites
de magnitudes que se considerarán y de tener una suficiente ventana temporal de registros, que
asegure un reporte confiable para todo rango de Ms, se procede a determinar cada fuente
sismogénica, que es la etapa siguiente al capítulo de la determinación y confección de la base de
datos.
En la figura 3.1, se presentan los eventos del catálogo ISC considerados en la confección
de la base de datos de este trabajo, en esta figura se visualiza la distribución de los sismos,
además de presentar la extensión de la fosa en el tramo correspondiente a este estudio. La figura
Nº 3.1 muestra la latitud, la longitud y la profundidad focal del evento, presentando en planta la
26
distribución espacial de los eventos reportados por el ISC desde 1904 hasta el 2006, entre los 30°
S y los 37° S, y entre los 69° W y 73° W. Esta imagen permitirá visualizar el evento como una
esfera cuyo tamaño es proporcional a su magnitud, y cuyo color está representado en una barra
vertical que indica la relación del color con la profundidad focal reportada para cada evento
respectivo.
Fosa Chileno-Peruana
Figura 3.1: Representación de los eventos del ISC considerados según área de estudio, y
ubicación del perfil de la fosa con respecto de la costa de Chile.
27
El margen situado frente a las costas de Chile se caracteriza por ser uno de los más
activos, tanto desde el punto de vista sísmico como tectónico. Fisiográficamente es
extremadamente interesante y único, en el sentido que una fosa oceánica, en este caso la fosa
Chile-Perú, pueda ser observada en forma continua a través de varios miles de kilómetros. Es sin
duda un margen típico de convergencia y se origina por las colisiones de la placa de Nazca con la
Sudamericana por el Oeste y por el encuentro al Sur de la elevación de Chile, de la placa
Antártica con la Sudamericana. La fosa Chile-Perú es un elemento morfológico dominante a lo
largo de todo el territorio, es una depresión continua del fondo marino que se extiende por más
de 5.000 kilómetros persistiendo como unidad estructural desde la costa de Colombia, hasta
Tierra del Fuego en Chile.
La figura Nº 3.2 y 3.3 permiten observar el “quiebre” que experimenta la fosa frente a la
latitud aproximada de 33° S, en donde la placa de Nazca cambia su ángulo de buzamiento. Esta
particularidad de la geometría de la fosa dada por la subducción, influye en la definición de la
fuente sismogénica en el contacto mismo, es decir, la fuente que origina los sismos de tipo thrust,
posee una orientación dada por el azimut que se produce en el punto de perpendicularidad del
perfil de la fosa, con respecto del punto en el cual se evalúe la amenaza sísmica. Esto se puede
visualizar mediante perfiles de sismicidad para una cierta latitud, como se hizo en este trabajo y
se comprobó la subhorizontalidad con la que subducta la placa de Nazca al norte del paralelo 33º.
Este azimut se ha estimado del orden de N20ºE.
Las coordenadas de la fosa chileno – Peruana, permiten tener una idea general de la
disposición de ésta, y su distancia al continente. Esto se muestra en la figura Nº 3.3.
Figura 3.2: Esquema de la transición en el ángulo de subducción de la Placa de Nazca.
28
Perfil de la Fosa
-78.00
-76.00
-74.00
-72.00
-70.00
-68.00
-18.00
-20.00
-22.00
-24.00
perfil de la fosa
-75,00
-26.00
-74,00
-73,00
-72,00
-71,00
-70,00
-29,00
-69,00
-30,00
-28.00
-31,00
-30.00
-32,00
Latitud [°]
Latitud
-32.00
-34.00
-33,00
-34,00
-36.00
-35,00
-38.00
-36,00
-40.00
-37,00
-42.00
Longitud [°]
-38,00
-44.00
-46.00
-48.00
-50.00
Longitud
Figura 3.3: Coordenadas del perfil de la fosa Chilena-Peruana. En la figura de la derecha se
muestran las latitudes abarcadas en este trabajo y la singularidad en el azimut de subducción.
29
Para caracterizar los tipos de fuentes sismogénicas se usarán criterios de ubicación de las
profundidades focales expresada en [km] según los rangos considerados como límites usuales
para cada tipo de evento perteneciente a una cierta región sismogénica, además de considerar la
ubicación geográfica del epicentro, dato reportado en la base de datos. De este modo se dividirán
y agruparán las fuentes sismogénicas, para analizar sus características y patrones comunes de
comportamiento.
A modo general se mencionan las 3 fuentes presentes y reconocidas en nuestra zona de
estudio, las cuales se describen brevemente a continuación:
Sismos tipo Thrust o Interplaca: Ocurren a lo largo del plano de contacto entre las
placas tectónicas Sudamericana y la de Nazca, son sismos costeros, en general, aquellos
de profundidad focal menor que 50 [km]. Pertenecen a este tipo de eventos, los terremotos
de Valparaíso de 1906 y el de 1985. La mayor parte de los grandes sismos, corresponden
a este tipo de eventos.
Sismos Intraplaca de Profundidad Intermedia: Aquellos sismos que ocurren al interior
de la placa de Nazca, se denominan sismos Intraplaca. Se caracterizan por tener
epicentros en el interior del continente, y registrar profundidades focales consideradas
entre 50 [km] y 300 [km]. Como ejemplo de este tipo de eventos, se mencionan
terremotos como el de Talca de 1927, de Chillán de 1939, el de Santiago de 1945, La
Ligua 1965 y Punitaqui de 1997.
Sismos Corticales Cordilleranos: Aquellos sismos que se producen al interior de la placa
Sudamericana. Son sismos cordilleranos superficiales, situados en el frente
precordillerano y cordillerano con distancias focales cercanas a 20 [km] de profundidad.
Un ejemplo de este tipo de eventos es el terremoto de Las Melosas ocurrido en 1958.
Falla San Ramón: Es necesario mencionar en este trabajo, esta falla tectónica encontrada
en el frente cordillerano, perteneciente a la fuente cortical, pero con características muy
peculiares.
Es en cuanto a esta falla, a la que se refieren los siguientes párrafos, pues aparte de su
caracterización no se puede concluir nada certero hasta la fecha, acerca de su potencial sísmico.
Con respecto a la Falla San Ramón (FSR), es una falla inversa cortical, que corresponde al
límite entre la cordillera principal y la depresión central al oriente de Santiago. La falla "monta"
la cordillera principal sobre al depresión central (se puede imaginar como un plano con una
inclinación cercana a los 50º al Este). Su traza está reconocida entre los ríos Maipo y Mapocho,
pero hay evidencias (Rauld et al. 2007), que la falla sigue al norte en la Dehesa y al sur en Pirque.
Lo que no está tan claro es qué pasa un poco más al norte y al sur, es decir si hay otras fallas y
cómo la FSR se relaciona con ellas.
Respecto a la actividad, ésta presenta evidencias de actividad reciente (en términos
geológicos), es decir en los últimos 10.000 años, lo que queda por confirmar mediante
dataciones, pero eso la hace considerarse como falla activa o potencialmente activa. Sin embargo
hay evidencias como escarpes de fallas y depósitos aluviales cortados por la falla que indican que
la falla ha tenido actividad durante el Cuaternario (desde 2.6 Millones de años). El único
marcador crono estratigráfico que se tienen, son depósitos de ceniza cortados por la falla y de
30
edades cercanas a los 450.000 ± 50.000 años, aunque esta data se encuentra actualmente en
revisión.
Se definen tres segmentos a lo largo de la extensión de la falla, los cuales en total
conforman alrededor de 30 Km, los tramos identificados son los siguientes:
1. Cerro Calán – Quebrada Nido de Águila, de 10 km de largo, cambia su dirección
hacia el sur, pasando de NNW a la dirección NS,
2. Quebrada Nido de Águila - Lo Cañas, de 7 km de extensión y dirección NS,
3. Lo Cañas – Río Maipo, de aproximadamente 12 km de longitud y dirección NS.
Con respecto a su potencial sísmico se tiene la idea, por las evidencias morfológicas y por
su taza de desplazamiento vertical estimada (del orden de 0.1 a 0.2 mm / año) que podría generar
sismos de magnitudes Mw entre 6.5 a 7, con períodos de recurrencia de algunos miles de años
(entre 5.000 y 10.000). En la figura N° 3.4 se muestra un panorama del frente cordillerano de
Santiago Oriente, donde es posible apreciar los escarpes asociados a la falla San Ramón.
Figura Nº 3.4: Panorama general de la falla San Ramón.
En la figura N° 3.5, se muestra la extensión de la falla San Ramón, la cual está
comprendida dentro de la zona de estudio de este trabajo.
31
Figura Nº 3.5: Extensión de la falla San Ramón, y sus segmentos de falla.
En la siguiente figura, N° 3.6 y 3.7, se aprecia un perfil frente a Santiago, para los 32.5° y
para los 33° respectivamente, con la disposición de las fuentes sismogénicas mencionadas
anteriormente.
32
Figura Nº 3.6: Perfil esquemático de sismicidad a la latitud 32.5° S.
Corticales
cordilleranos
Interplaca tipo
Thrust
fosa
costa
Intraplaca prof.
Intermedia
Figura Nº 3.7: Taxonomía de las fuentes. Perfil de sismicidad a los 33° S, se diferencian las
fuentes sismogénicas presentes.
33
Dado el catálogo (ISC) y las ventanas temporales definidas mediante Stepp, según lo
mencionado en el capítulo anterior, las cuales permitirán obtener una recurrencia de sismos en
forma significativa, se procede con posterioridad a calcular el número (N) de eventos de
magnitudes Ms pertenecientes a un cierto rango de magnitud, y se dividirá por la cantidad de
años abarcados en la ventana de tiempo seleccionada, de forma tal de tener así el número de
eventos por año, pues para realizar los cálculos de la metodología probabilística se requiere que
la frecuencia de los eventos (N) esté normalizada temporalmente.
Es decir, se determinará la relación propia para cada fuente identificada entre los 30º y 37º
latitud sur, para luego obtener leyes por unidad de tiempo (1 año). Esta operación se realiza para
ceñirse a la definición de fuente sísmica como el área o volumen que contiene temblores
distribuidos homogéneamente.
3.2.2. LEYES DE GUTENBERG-RICHTER
Para la caracterización de cada región sismogénica, se recurre a las siguientes relaciones de
frecuencia-magnitud de Richter, dadas por la sismicidad reportada en el catálogo internacional
ISC, a partir del cual los eventos fueron clasificados según pertenecían a los rangos de latitud,
longitud y profundidad, correspondientes a cada fuente sismogénica.
Se determinará, entonces, para cada fuente sismogénica la relación empírica que liga la
frecuencia de ocurrencia de sismos para una determinada magnitud Ms, en un determinado
período de tiempo y en una cierta zona en estudio. Esta relación es lo que se conoce como Ley de
Gutenberg- Richter, que tiene la siguiente forma:
Log10 (N) = a – b · Ms
(Ec. 3.1)
Donde:
N:
Es el número de eventos con magnitudes mayor o igual que un valor Ms.
a:
Representa la actividad sísmica. Es el número de sismos con magnitudes
mayores que cero durante el tiempo t, que considera el catálogo de la base
de datos.
b:
Coeficiente que indica la proporción de sismos pequeños con respecto a la
cantidad de sismos grandes. Su valor fluctúa generalmente entre 0.7 y 1.5,
en general es cercano a 1.0 cuando los sismos son de origen tectónico.
Mientras mayor es el valor de b, mayor es la cantidad de sismos pequeños
respecto de los grandes registrados.
La ley de G-R para cada fuente se obtendrá mediante el método de regresión lineal
empleando mínimos cuadrados a los datos reunidos, para luego con el mismo procedimiento
matemático estimar los errores asociados a dicha metodología empleada.
Los principales sismos de las zonas de subducción son los terremotos interplaca tipo
thrust y los intraplaca de profundidad intermedia, los cuales presentan significativas diferencias
en cuanto a los valores de amplitud máxima, contenido de frecuencias, duración, largo de ruptura,
caída de tensiones, entre otros factores que los caracterizan y diferencian.
34
Los terremotos de subducción de la costa Pacífica de América se deben a las propiedades
de las placas que se encuentran en contacto, como sus edades y velocidades de convergencia, las
cuales están relacionadas directamente con la magnitud máxima del terremoto característico de
cada zona. Además de la rugosidad de las placas, factor relacionado con la edad de éstas y que
influye en el contenido de frecuencias de los acelerogramas de los terremotos, factor que a su
vez, está relacionado con el valor de la aceleración máxima del terremoto (P.G.A, o peak ground
acceleration).
Una fuente sismogénica se define como un volumen o área caracterizada por su ancho,
largo, orientación e inclinación con respecto a la superficie de la Tierra, aproximaciones que se
fundamentan en datos empíricos que simulan el modelo de falla tectónica como fuente del
evento.
3.2.3 CARACTERIZACION DE LAS FUENTES SISMOGENICAS MEDIANTE LAS
LEYES DE GUTENBERG- RICHTER
De un total de 1.079 eventos reportados con Ms ≥ 4.5, recopilados del catálogo ISC,
resultantes luego de homologar escalas de magnitud, y de filtrar por coordenadas y Ms de interés,
se procede a diferenciar según la profundidad focal registrada en [Km], y la longitud [º] de la
coordenada epicentral del reporte.
Bajo este criterio se diferencian tres grupos de eventos, para los cuales se obtendrán las
correspondientes relaciones de frecuencia de ocurrencia y magnitud Ms, conocidas como
relaciones de Gutenberg- Richter (G-R).
3.2.3.1 SISMOS TIPO INTERPLACA
Grupo de eventos reportados por el catálogo del ISC, que cumplen los siguientes criterios de
clasificación:
a) Profundidad focal menor o igual que 50 [km]. (Belmonte – Pool, et al. 1997)
b) Ubicación de la coordenada epicentral al Este de los 71º de longitud Oeste, extendiéndose
al oeste, hasta el borde de la fosa chileno-peruana.
Con estos requisitos, cuento con un total de 463 eventos correspondientes a sismos de
origen interplaca tipo thrust, reportados por el catálogo ISC dentro de las latitudes que
contempla este trabajo. Ver figura N° 3.8.
35
Figura Nº 3.8: Sismicidad de eventos Interplaca tipo Thrust, a partir del catálogo ISC.
36
Para la posterior determinación de las ventanas temporales de eventos de este tipo de
fuente, se procede a seguir los pasos de la Metodología de Stepp detallada a cabalidad en el
capítulo N° 2, en donde se calculan las desviaciones estándar de los eventos normalizados
temporalmente, en función del tiempo (T) en años, como se muestra en la Tabla N° 3.1.
37
A continuación se presentan, a modo de ejemplo del procedimiento, sólo algunos de los
rangos de magnitudes realizados para el desarrollo de la metodología de Stepp. En los siguientes
gráficos N° 3.1 al N° 3.3 se presenta la curva decreciente de la desviación de la tasa promedio de
ocurrencia en función del tiempo, y desde el gráfico N° 3.4 al N° 3.6, se muestran los mismos
valores representados anteriormente, pero en escala log-log, con el fin de obtener el año, para el
cual un evento perteneciente a dicho rango de magnitud, queda bien representado. A continuación
se dan a conocer los procedimientos previos necesarios para el cálculo de la ventana temporal,
siguiendo la metodología de Stepp.
Gráfico N° 3.1: Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años], pertenecientes al
rango de magnitud comprendido entre [ 4.5 ; 5.0[
Desviacion v/s tiempo para 4.5< Ms<5.0
Desviacion Sr
3,00
2,50
2,00
1,50
1,00
0,50
0,00
0
20
40
60
80
100
120
Tiempo [años]
Gráfico N° 3.2 : Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años], pertenecientes al
rango de magnitud comprendido entre [ 5.0 ; 5.5[
Desviacion v/s tiempo para 5.0< Ms<5.5
2,50
Desviacion Sr
2,00
1,50
1,00
0,50
0,00
0
20
40
60
Tie mpo [años]
38
80
100
120
Gráfico N° 3.3 : Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años], pertenecientes al
rango de magnitud comprendido entre [ 6.0 ; 6.5[
Desviacion v/s tiempo para 6.0< Ms<6.5
Desviacion Sr
1,20
1,00
0,80
0,60
0,40
0,20
0,00
0
20
40
60
80
100
120
Tiempo [años]
Con los resultados anteriores, se grafica en escala log-log, los valores de SR y de T [años],
obteniéndose un comportamiento casi lineal de los datos en todo el tramo. El paso siguiente de la
metodología de Stepp, descrito y presentado en el capítulo N° 2, corresponde a encontrar la
primera coordenada respectiva del período, a partir del cual los puntos siguientes de la curva, se
(1)
vuelven estables y coinciden sobre la recta de ecuación k/ T .
Gráfico N° 3.4: Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años] en escala log-log,
pertenecientes al rango de magnitud comprendido entre [4.5 ; 5.0[
Desviacion v/s tiempo para 4.5< Ms<5.0
Desviacion Sr
100,00
10,00
1,00
0,10
0,1
1
10
0,01
Tiempo [años]
39
100
1000
Gráfico N° 3.5: Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años] en escala log-log,
pertenecientes al rango de magnitud comprendido entre [5.0 ; 5.5[
Desviacion v/s tiempo para 5.0< Ms<5.5
Desviacion Sr
100,00
10,00
1,00
0,10
0,1
1
10
100
1000
0,01
Tiempo [años]
Gráfico N° 3.6: Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años] en escala log-log,
pertenecientes al rango de magnitud comprendido entre [6.0 ; 6.5[
Desviacion v/s tiempo para 6.0< Ms< 6.5
Desviacion Sr
10,00
1,00
0,10
0,1
1
10
100
1000
0,01
0,00
Tiempo [años]
(1)
Se ha demarcado con un círculo sobre los puntos del grafico, el dato que se considera el período en años necesarios para la
ventana temporal representativa de eventos pertenecientes a dicho rango de magnitud.
3.2.3.2 SISMOS TIPO INTRAPLACA DE PROFUNDIDAD INTERMEDIA
Grupo de eventos que cumplen los siguientes criterios de clasificación:
a) Profundidad focal mayor que 50 [km] y menor que 300 [Km],
b) Ubicación de la coordenada epicentral entre los 69º y los 72º de longitud Oeste.
40
Con estos requisitos, cuento con un total de 561 eventos correspondientes a sismos de
origen intraplaca de profundidad intermedia, según reportes extraídos del catálogo inglés ISC,
para las latitudes de estudio de este trabajo. La sismicidad se muestra en la figura Nº 3.9.
Figura Nº 3.9: Sismicidad de eventos Intraplaca de Profundidad Intermedia, según ISC.
41
Para la posterior determinación de los períodos representativos de eventos de este tipo de
fuente, se procede a seguir los pasos de la Metodología de Stepp, en donde se calculan las
desviaciones estándar de los eventos normalizados temporalmente, en función del T (tiempo) en
años, como se muestra en la Tabla N° 3.2.
En los siguientes gráficos N° 3.7 al N° 3.9 se presenta la curva decreciente de la
desviación de la tasa promedio de eventos en función del tiempo, y desde el gráfico N° 3.10 al
N° 3.12, se muestran los mismos valores representados anteriormente, pero en escala log-log, con
el fin de obtener el mínimo valor temporal (año), a partir del cual un evento perteneciente a dicho
42
rango de magnitud, queda bien representado. A continuación se dan a conocer los procedimientos
previos necesarios para el cálculo de la ventana temporal, siguiendo la metodología de Stepp.
Sólo se colocan en el presente informe algunos de los rangos de magnitudes, con el objeto
de dar a conocer el comportamiento de los datos y la posterior selección de la ventana temporal.
Gráfico N° 3.7 : Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años], pertenecientes al
rango de magnitud comprendido entre [ 4.5 ; 5.0[
Desviacion v/s tiempo para 4.5< Ms<5.0
Desviacion Sr
3,00
2,50
2,00
1,50
1,00
0,50
0,00
0
20
40
60
80
100
120
Tiempo [años]
Gráfico N° 3.8: Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años], pertenecientes al
rango de magnitud comprendido entre [ 5.0 ; 5.5[
Desviacion v/s tiempo para 5.0< Ms<5.5
1,60
Desviacion Sr
1,40
1,20
1,00
0,80
0,60
0,40
0,20
0,00
0
20
40
60
Tie mpo [años]
43
80
100
120
Gráfico N° 3.9 : Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años], pertenecientes al
rango de magnitud comprendido entre [ 5.5 ; 6.0[
Desviacion v/s tiempo para 5.5< Ms<6.0
0,40
Desviacion Sr
0,35
0,30
0,25
0,20
0,15
0,10
0,05
0,00
0
20
40
60
80
100
120
Tiempo [años]
Con los resultados anteriores, se grafica en escala log-log, los valores de SR y de T [años],
obteniéndose un comportamiento casi lineal de los datos en todo el tramo. El paso siguiente de la
metodología de Stepp, corresponde a encontrar la coordenada respectiva del período (mínimo
valor), a partir del cual los puntos siguientes de la curva, se vuelven estables y coinciden sobre la
(2)
recta correspondiente a k/ T .
Gráfico N° 3.10 : Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años] en escala log-log,
pertenecientes al rango de magnitud comprendido entre [4.5 ; 5.0[
Desviacion v/s tiempo para 4.5< Ms<5.0
Desviacion Sr
100,00
10,00
1,00
0,10
0,1
1
10
0,01
Tiempo [años]
44
100
1000
Gráfico N° 3.11 : Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años] en escala log-log,
pertenecientes al rango de magnitud comprendido entre [5.0 ; 5.5[
Desviacion v/s tiempo para 5.0< Ms<5.5
Desviacion Sr
100,00
10,00
1,00
0,10
0,1
1
10
100
1000
0,01
Tiempo [años]
Gráfico N° 3.12: Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años] en escala log-log,
pertenecientes al rango de magnitud comprendido entre [5.5 ; 6.0[
Desviacion v/s tiempo para 5.5< Ms<6.0
Desviacion Sr
100,00
10,00
1,00
0,10
0,1
1
10
100
1000
0,01
Tiempo [años]
(2) Se ha demarcado con un círculo sobre los puntos del grafico, el dato que se considera el período en años necesarios
para la ventana temporal representativa de eventos pertenecientes al rango de magnitud respectiva.
3.2.3.3 SISMOS CORTICALES O CORDILLERANOS SUPERFICIALES
Grupo de eventos que cumplen los siguientes criterios de clasificación:
a) Profundidad focal menor o igual que 20 [Km]. En algunos eventos reportados, se debió
priorizar la ubicación del epicentro, por ejemplo, existen eventos localizados en el frente
cordillerano o precordillerano con profundidades focales superiores a la considerada
45
como límite, alrededor de 30 Km, estos eventos claramente pertenecen a la fuente
sismogénica del tipo cortical, por lo que se contabilizaron en este grupo.
b) Ubicación de la coordenada epicentral entre los 69º y los 70.5º de longitud Oeste.
Con estos requisitos, cuento con un total parcial de 54 eventos correspondientes a sismos
de origen cortical, ubicados en el sector cordillerano, provenientes de los reportes registrados en
el catálogo ISC. Ver figura Nº 3.10.
Figura Nº 3.10: Sismicidad de eventos Corticales o cordilleranos Superficiales
46
Para la posterior determinación de los períodos representativos de eventos de este tipo de
fuente, se procede a seguir los pasos de la Metodología de Stepp, en donde se calculan las
desviaciones estándar de los eventos normalizados temporalmente, en función del T en años,
como se muestra en la Tabla N° 3.3.
Al realizar el recuento de eventos del tipo cortical, se observa que el evento de Las
Melosas, ocurrido el día 04 de Septiembre de 1958, no está reportado en el Catálogo de
Intensidades del ISC, pese a que pertenece al rango de magnitudes comprendido entre [6.5 ; 7.5[
y a las latitudes consideradas.
Esta importante ausencia, altera la obtención de la curva de Gutenberg- Richter para los
eventos de este tipo de fuente cortical. Es por esto que se decidió incluir en la base de datos el
evento cortical de mayor magnitud reportado en nuestro país, el Terremoto de las Melosas.
El día 04 de septiembre de 1958, una secuencia de tres terremotos de poca profundidad
(cercano a 10 km) sacudió las Cordillera de los Andes, en la localidad del pueblo de Las melosas,
en el Cajón del Maipo, tramo superior del valle del río Maipo (Lomnitz, et al. 1960; Piderit, et al.
1961). Se reportaron magnitudes entre los 6.7 y 6.9 en escala de Richter y la Intensidad Mercalli
Modificada fue IX y el epicentro se localizó en la confluencia de los ríos Maipo y Volcán. Ver
reportes de intensidades en la tabla Nº 3.4, y su detalle en el ANEXO A; A.1.
Tabla Nº 3.4
Localidades afectadas por el Terremoto de Las Melosas, 1958
Localidad
Lat [°] Long [°]
I reportada [IMM]
Puente Alto
-33,60
-70,57
5,5
Las Vizcachas
-33,60
-70,52
5,5
La Obra
-33,58
-70,45
5,5
El Canelo
-33,57
-70,43
6
El Manzano
-33,58
-70,40
6
Guayacán
-33,58
-70,38
6,5
San José de Maipo
-33,63
-70,37
6,5
El Melocotón
-33,70
-70,33
7
San Alfonso
-33,72
-70,28
7
El Ingenio
-33,77
-70,25
7,5
San Gabriel
-33,78
-70,25
7,5
Los Queltehues
-33,78
-70,22
8
Las Melosas
-33,85
-70,22
8,5
El Volcán
-33,82
-70,17
9
Lo Valdés
-33,85
-70,05
7
Santiago
-33,45
-70,63
5
Valparaíso
-33,03
-71,63
3
San Felipe
-32,75
-70,72
3
La Calera
-32,75
-71,20
3
Sewell
-34,08
-70,38
4
Rancagua
-34,17
-70,75
3
Curicó
-34,98
-71,23
3
Curepto
-35,08
-72,02
3
Talca
-35,42
-71,58
3
Cauquenes
-35,97
-72,32
2
47
Se debe incluir entonces, en los registros del ISC el terremoto de las Melosas. Para el
posterior estudio de las curvas de atenuación se emplearán los antecedentes presentados en la
tabla Nº 3.4, sin embargo, para la obtención de la relación de Gutenberg-Richter, se considerará
como un sólo evento el ocurrido el 04 de septiembre de 1958 (no la seguidilla de los 3 sismos
ocurridos ese día), siendo entonces un total de 55 eventos corticales los que componen la base de
datos de este trabajo. El resumen de eventos de este tipo de fuente, se presenta en la tabla Nº 3.3.
En los siguientes gráficos N° 3.13 al N° 3.15 se presenta la curva decreciente de la
desviación de la tasa promedio de eventos en función del tiempo; y desde el gráfico N° 3.16 al
N° 3.18 se muestran los mismos valores representados anteriormente pero en escala log-log, con
el fin de obtener el año, para el cual un evento perteneciente a dicho rango de magnitud, queda
48
bien representado. A continuación se dan a conocer sólo algunos de los procedimientos previos
necesarios para el cálculo de la ventana temporal, siguiendo la metodología de Stepp.
Gráfico N° 3.13: Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años], pertenecientes al
rango de magnitud comprendido entre [ 4.5 ; 5.0[
Desviacion v/s tiempo para 4.5< Ms<5.0
1,60
Desviacion Sr
1,40
1,20
1,00
0,80
0,60
0,40
0,20
0,00
0
20
40
60
80
100
120
Tiempo [años]
Gráfico N° 3.14: Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años], pertenecientes al
rango de magnitud comprendido entre [ 5.5 ; 6.0[
Desviacion v/s tiempo para 5.5< Ms<6.0
Desviacion Sr
0,60
0,50
0,40
0,30
0,20
0,10
0,00
0
20
40
60
Tiempo [años]
49
80
100
120
Gráfico N° 3.15: Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años], pertenecientes al
rango de magnitud comprendido entre [ 6.0 ; 6.5[
Desviacion v/s tiempo para 6.0< Ms<6.5
0,35
Desviacion Sr
0,30
0,25
0,20
0,15
0,10
0,05
0,00
0
20
40
60
80
100
120
Tiempo [años]
De forma sistemática a como se hizo con las otras 2 fuentes, se grafican en escala log-log
los valores de SR y de T [años], obteniéndose un comportamiento casi lineal de los datos en todo
el tramo. El paso siguiente de la metodología de Stepp, corresponde a encontrar la coordenada
respectiva del período, a partir del cual los puntos siguientes de la curva, se vuelven estables y
(3)
coinciden sobre la recta correspondiente a k/ T .
Gráfico N° 3.16 : Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años] en escala log-log,
pertenecientes al rango de magnitud comprendido entre [4.5 ; 5.0[
Desviacion v/s tiempo para 4.5< Ms<5.0
Desviacion Sr
100,00
10,00
1,00
0,10
0,1
1
10
0,01
Tiempo [años]
50
100
1000
Gráfico N° 3.17 : Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años] en escala log-log,
pertenecientes al rango de magnitud comprendido entre [5.5 ; 6.0[
Desviacion v/s tiempo para 5.5< Ms<6.0
Desviacion Sr
1,00
0,10
0,1
1
10
100
1000
0,01
0,00
Tiempo [años]
Gráfico N° 3.18: Desviación estándar del número de eventos versus el tiempo [años] en escala log-log,
pertenecientes al rango de magnitud comprendido entre [6.0 ; 6.5[
Desviacion v/s tiempo para 6.0< Ms< 6.5
Desviacion Sr
10,00
1,00
0,10
0,1
1
10
100
1000
0,01
0,00
Tiempo [años]
(3) Se ha demarcado con un círculo sobre los puntos del grafico, el dato que se considera el período en años necesario para la
ventana temporal representativa de un evento perteneciente a dicho rango de magnitud.
Las curvas de la metodología de Stepp, se realizan para poder deducir a partir de ellas, el
período de tiempo necesario para tener una ventana de años representativa de los eventos,
dependiendo del rango de magnitud Ms al cual pertenecen. Los gráficos log-log para cada fuente,
constan de curvas correspondientes a ∆Ms =0.5, a partir de rangos de magnitud que abarcan
desde Ms =4.5 hasta la respectiva magnitud máxima esperada según fuente.
51
En la tabla N° 3.5 se presenta el resumen de las ventanas temporales representativas para
los eventos agrupados en rangos de magnitud según Stepp, obtenidas a partir de los set de curvas
de eventos realizadas para cada fuente.
Tabla N° 3.5
Resumen de ventanas Temporales Representativas
Cortical
Intraplaca
Interplaca
Tipo Fuente
≥ Magnitud [Ms]
4.5
5.0
5.5
6.0
6.5
7.0
7.5
8.0
4.5
5.0
5.5
6.0
6.5
7.0
7.5
4.5
5.0
5.5
6.0
6.5
Ventana [años]
3
5
20
30
40
60
90
100
3
5
10
30
70
90
100
3
30
40
40
50
Con los períodos de tiempo ya definidos, y las frecuencias de ocurrencia reportadas en la
base de datos, se pueden obtener las curvas de Gutenberg-Richter normalizadas temporalmente,
para cada fuente sismogénica. Las cuales se presentan en la siguiente tabla N° 3.6 y se
representan en los gráficos N° 3.19, 3.20, 3.21 y 3.22, que se encuentran a continuación:
Tabla Nº 3.6
Resumen de leyes de Gutenberg- Richter normalizadas temporalmente
Fuente
Relación Gutenberg- Richter
Interplaca Thrust
Log (NT) = 5.09 – 0.865 x Ms
(Ec. 3.8)
Intraplaca
Log (NT) = 5.39 – 0.965 x Ms
(Ec. 3.9)
Cortical - Cordillerana
Log (NT) = 5.08 – 1.061 x Ms
(Ec. 3.10)
52
Gráfico Nº 3.19: Relación de recurrencia temporal (G-R) para eventos tipo interplaca. Ec.3.8.
Relacion de Gutenberg-Richter, Interplaca
Log(N) =5,0891 - 0,8652x Ms
2
R = 0,9786
2,000
1,500
Log (N/T)
1,000
0,500
0,000
3
3,5
4
4,5
5
5,5
6
6,5
7
7,5
8
8,5
9
-0,500
-1,000
-1,500
-2,000
-2,500
Ms
Gráfico Nº 3.20: Relación de recurrencia temporal (G-R) para eventos intraplaca de profundidad
Intermedia. Ec. 3.9.
Relacion de Gutenberg-Richter, Intraplaca
Log (N) =5,3854 - 0,9647 x Ms
2
R = 0,9909
2,000
1,500
1,000
Log (N/T)
0,500
0,000
-0,500
3
3,5
4
4,5
5
5,5
-1,000
-1,500
-2,000
-2,500
-3,000
Ms
53
6
6,5
7
7,5
8
8,5
Gráfico Nº 3.21: Relación de recurrencia temporal (G-R) para eventos corticales cordilleranos. Ec. 3.10.
Relacion de Gutenberg-Richter, Corticales
Log(N) = 5,0786 -1,0609 x Ms
2
R = 0,9416
1,000
0,500
0,000
3
3,5
4
4,5
5
5,5
6
6,5
7
7,5
Log (N/T)
-0,500
-1,000
-1,500
-2,000
-2,500
-3,000
Ms
Gráfico Nº 3.22: Comparación de las relaciones de recurrencia temporal (G-R) de las tres fuentes
sismogénicas, normalizadas temporalmente por unidad de tiempo (1 año).
Comparacion relaciones Gutenberg-Richter según fuente
1.5
1.0
0.5
Log (NT)
0.0
4.0
4.5
5.0
5.5
6.0
6.5
7.0
7.5
8.0
8.5
-0.5
-1.0
-1.5
-2.0
-2.5
Ms
Interplaca (N.T)
Intraplaca (N.T)
54
Cortical (N.T)
Para el posterior cálculo del peligro sísmico en la Región Metropolitana de Santiago, se
requieren las ecuaciones no sólo normalizadas temporalmente, sino que también normalizadas
por unidad de área, dada por la superficie de las celdas que conforman los planos representativos
de las fuentes sismogénicas (modelos analíticos) establecidos en el capitulo Nº 6 de este trabajo.
Es por eso, que a cada coeficiente a de las ecuaciones presentadas en la tabla Nº 3.6, se le
debe sustraer el logaritmo del número (s) que corresponde a la cantidad de veces que el área de
una celda está contenida en el área total del plano representativo de la fuente, según se explica
con detalle en el capitulo N° 6.
Resultando entonces, las ecuaciones de Gutenberg- Richter normalizadas por unidad de
área para cada fuente sismogénica definida. Las relaciones que se presentan a continuación, en la
tabla Nº 3.7, se grafican posteriormente en el grafico N° 3.23.
Tabla Nº 3.7
Resumen de leyes de Gutenberg- Richter normalizadas por unidad de área
Fuente
Relación Gutenberg- Richter
Interplaca
Log (NA) = 2.554 – 0.865 * Ms
Intraplaca
Log (NA) = 2.859 – 0.965 * Ms
Cortical- Cordillerana
Log (NA) = 2.819 – 1.061 * Ms
Gráfico Nº 3.23: Comparación de las relaciones de recurrencia temporal (G-R) de las tres fuentes
sismogénicas normalizadas por unidad de área.
Comparacion relaciones Gutenberg-Richter según fuente
0,5
0,0
4,0
4,5
5,0
5,5
6,0
6,5
7,0
7,5
8,0
-0,5
-1,0
Log (NA)
-1,5
-2,0
-2,5
-3,0
-3,5
-4,0
-4,5
Ms
interplaca (N.A)
Intraplaca (N.A)
55
Cortical (N.A)
8,5
Evaluando las ecuaciones presentadas en la tabla Nº 3.6, para una magnitud cercana a la
magnitud histórica o la máxima esperada para conocer las ventanas temporales representativas de
un evento según su fuente, se obtienen los períodos representativos que se muestran en la tabla Nº
3.8:
Tabla Nº 3.8 Evaluación de leyes de G –R obtenidas
Fuente
3.3
Ms
Ventana Temporal [años]
Interplaca
8,5
184
Intraplaca
8,0
215
Cortical
7.0
223
RESULTADOS Y CONCLUSIONES
Referente a la metodología de Stepp, se debe concluir la subjetividad al seleccionar el
primer punto (T [años]), a partir del cual la tasa de ocurrencia de los sismos de una determinada
fuente sismogénica se vuelve estable. La determinación de este punto repercute directamente en
la posterior obtención de la relación de G-R, pues la curva que representa las ocurrencias de
eventos, es susceptible al número de años considerado debido a que está normalizado
temporalmente.
En general, el comportamiento de las curvas que grafica el número de eventos por año, es
similar para todos los eventos sin importar la fuente generadora, presentando el mismo patrón de
decaimiento, correspondiendo a la inversa de la raíz cuadrada del tiempo considerado en años.
Para cada fuente sismogénica se observa el mismo comportamiento, la constante k en el
numerador de la ecuación de la curva (Ec. 2.4), decrece a medida que el rango de magnitudes
considerada aumenta, fluctuando su valor entre 3 y 0.2, generando un ordenamiento decreciente
de las curvas que se observan cuasi paralelas para cada set correspondiente a un delta igual a 0.5
de Ms, procedimiento realizado sistemáticamente para cada fuente sismogénica.
En el caso de los rangos de magnitudes superiores a Ms=6.5, la determinación de un
período de tiempo requiere de un mayor manejo numérico, verificando la selección de un T
(expresado en años) mediante la evaluación en la relación de G-R obtenida, para un Ms igual a la
magnitud máxima esperada.
La base de datos tiende a arrojar una ventana temporal de 180 años apropiada para
representar a los eventos del tipo Interplaca, aproximada a la obtenida por Martin en 1990 y a la
de Labbé y Saragoni obtenida en 1976 presentada en el capítulo anterior, tabla N° 2.2, en donde
se obtiene para los eventos nacionales, predominantemente del tipo interplaca thrust, una ventana
temporal cercana a 140 y 170 años, respectivamente, para Ms superiores a 8.0, sin separar por
fuente sismogénica.
En el caso de los sismos de origen cortical, no se tienen antecedentes de los períodos de
retorno, por consiguiente mucho menos de la ventana temporal necesaria para contemplarlos en
56
forma representativa, debido al escaso número de eventos de este tipo producidos en la zona de
estudio.
Para los sismos de origen interplaca tipo Thrust, Comte et al.1986 estimó para la zona
comprendida entre los 30° y 35° S, un período de retorno de 83 ± 7 años, para sismos con Ms
cercanos a 8.0, con lo que se espera que la ventana temporal que debe conformar un buen
catálogo, sea superior a este período para tener una representatividad fidedigna de este tipo de
eventos, y asegurar el hecho de contemplar eventos de este origen sismogénico, dentro del
período estimado.
Si se hace una gráfica del logaritmo del número de sismos versus la magnitud Ms, la
relación de Gutenberg - Richter es una recta. Sin embargo, en ella se ve que los puntos que
representan las observaciones no se ajustan a ésta en el caso de magnitudes muy pequeñas o muy
grandes (extremos de la curva). Este fenómeno puede deberse, al menos parcialmente, a fallas en
el muestreo: los sismos muy pequeños no se alcanzan a registrar en un número suficiente de
estaciones, y por lo tanto no son localizados ni reportados correctamente; mientras que los sismos
muy grandes ocurren tan esporádicamente que los tiempos de muestreo no son significativos. Por
otro lado, si se hubiera muestreado un tiempo mucho más largo, o con un catálogo que contuviera
todos los eventos ocurridos en esta área de estudio, los datos referidos a las grandes magnitudes sí
se ajustarían por completo a la recta. Aparentemente la explicación acerca de los sismos
pequeños es correcta; pero parece que, además del efecto de tiempos de muestreo cortos, y
corrigiendo el posible efecto de saturación de las magnitudes, existe un tope superior para el
tamaño de los sismos, debido a la cantidad de esfuerzo que puede soportar el material terrestre y
a las dimensiones propias de los continentes.
A partir del coeficiente de corte (a) de las relaciones de G-R, se observa que el coeficiente
de la fuente intraplaca es levemente mayor que en los interplaca, y éste a su vez superior que el
de los eventos corticales, lo cual corrobora la sismicidad extraída del ISC, concordando con la
explicación física de cada coeficiente de la relación de G-R.
Se debe mencionar además, que para todas las fuentes el valor del coeficiente b se
encuentra dentro de las fluctuaciones asociadas a sismos de origen tectónico, perteneciente al
rango comprendido entre 0.7 y 1.0.
Del grafico Nº 3.40 se puede comparar el comportamiento de las relaciones de GutenbergRichter encontradas en este trabajo, para cada fuente sismogénica. Se observa que la pendiente de
las tres curvas normalizadas temporalmente es aproximadamente la misma, en torno a 0.95, lo
que indica que cada zona se caracteriza por tener la misma relación entre sismos de pequeña
magnitud y de gran magnitud, que es lo que representa físicamente el valor del coeficiente b de la
relacion de G-R.
Como las 3 rectas son cuasi paralelas, se tiene que para cualquier valor de magnitud Ms,
el número de eventos con Ms mayor o igual a dicha magnitud, es mayor para la fuente interplaca,
y notoriamente inferior a las otras dos fuentes, para la fuente sismogénica cortical.
Se debe mencionar que el comportamiento y alineación de las tres curvas de relación de
frecuencia de ocurrencia versus la magnitud del evento, no varía en relación al trabajo predecesor
en esta línea (Romanoff et al.1998) manteniéndose el hecho de que en cada rango de magnitud
57
es mayor el número de eventos de origen interplaca que los intraplaca de profundidad intermedia,
ambos resultados superiores numéricamente que los sismos de origen cortical.
Se concluye que las posibles distorsiones entre los datos y las rectas de GutenbergRichter obtenidas, se pueden deben a la inclusión de datos provenientes de catálogos distintos
(ISC, SISRA, Araya), lo cual se hizo con el fin de completar y complementar la sismicidad en las
latitudes abarcadas, asegurando el hecho de incluir y contemplar al menos los eventos históricos.
Al realizar posteriormente la normalización por unidad de área, disminuye en las tres
ecuaciones el valor de la pendiente, pero se conserva el alineamiento y ordenamiento decreciente
de las curvas. El valor de los coeficientes de corte de estas ecuaciones, se ve alterado producto
de las distintas concentraciones de eventos según el área considerada para cada fuente
sismogénica, las cuales no están representadas por modelos que abarcan las mismas latitudes.
Además del hecho de que al considerar las magnitudes máximas, hay un mayor rango de
magnitud para la fuente interplaca, que para los intraplaca, y a su vez que los corticales, lo que
afecta la relacion de recurrencia de cada fuente.
De forma preliminar, sin introducir aún el concepto de atenuación y obviando los
eventuales efectos de sitio, es decir, sólo recurriendo a características como la sismicidad y
rangos límites de magnitudes consideradas, la fuente interplaca thrust, debiera ser la que mayor
influencia o mayor aporte representase en el cálculo del peligro sísmico para localidades ubicadas
al oeste de la cuenca, y debiera existir influencia mixta de las fuentes, para puntos ubicados al
este de la Cuenca de Santiago.
Para la evaluación posterior del Peligro Sísmico se deberán confeccionar las 3 fuentes
sismogénicas apropiadas para emplear la metodología de Algermissen y Perkins, mediante los
mismos criterios de latitud, longitud y profundidad focal definidos en este capítulo. El detalle de
dicho procedimiento, se presenta a cabalidad en el capitulo Nº 6 del presente trabajo de memoria.
58
CAPÍTULO 4
4.1
LEYES DE ATENUACIÓN
ANTECEDENTES GENERALES
Atenuación, es la disminución de la amplitud de las ondas sísmicas debido a su
transmisión a través del interior y por la superficie de la tierra. Las Leyes o Curvas de Atenuación
describen la variación de la intensidad del movimiento del terreno en función de la magnitud y
de la distancia epicentral o de la distancia a la fuente sísmica.
Una ley de atenuación es entonces, una relación empírica que determina cómo varía un
parámetro, en función básicamente de la distancia hipocentral o epicentral (Ver figura Nº 4.1 para
comprender la diferencia entre ambos conceptos). Es por eso que los principales parámetros para
elaborar fórmulas de atenuación son: coordenadas del hipocentro y del epicentro del sismo, la
magnitud registrada del sismo, las coordenadas de la estación acelerográfica y la estratigrafía del
suelo bajo dicha estación de muestreo.
En el presente capítulo, se determinará la ley de atenuación empleando el parámetro de la
intensidad, además de incorporar en la ecuación el término de la profundidad focal (H) y en
general, ver cómo afecta a la atenuación para las distintas fuentes sismogénicas.
Sitio
R = distancia epicentral
H =Profundidad
focal
r =distancia hipocentral
Foco
Figura 4.1: Distancias epicentrales, hipocentrales y profundidad focal.
4.2. DESARROLLO
4.2.1. CONSIDERACIONES EN LA DETERMINACIÓN DE UNA LEY DE ATENUACIÓN.
Las fórmulas de atenuación comúnmente empleadas, son del tipo:
x=
A ⋅ exp(B ⋅ M s )
(R + C) D
59
(Ec. 4.1)
Siendo los coeficientes A, B, C y D constantes que se obtienen a partir de datos
acelerográficos registrados y análisis estadísticos convencionales (regresiones); Ms la magnitud
en escala Richter; R es la distancia hipocentral o epicentral en [km]; y x es el parámetro a
atenuar, ya sea aceleración, desplazamiento o velocidad, para valores máximos verticales u
horizontales. Se considera que el medio de propagación de las ondas es homogéneo y que el foco
es puntual.
La influencia del tipo de contacto sismogénico, la velocidad de convergencia, el tipo de
subducción, entre otros factores influyen en la atenuación de los parámetros sísmicos, siendo ésta
una característica particular para cada zona en estudio, es decir, propia para cada región
sismogenética.
Según el análisis de la base de datos de las fórmulas de atenuación realizadas para sismos
chilenos, la mayoría de ellas adolecen de los siguientes problemas:
d) No cuentan con un adecuado número de acelerogramas ni con suficientes registros a
diferentes distancias hipocentrales ni epicentrales.
e) Debido a la ventana de tiempo considerada, no cuentan con registros de sismos de
magnitudes altas.
f) No consideran ni diferencian las distintas regiones simogénicas de subducción.
g) No discriminan para los distintos sismos que ocurren en una determinada zona de
subducción.
h) No consideran el tipo de suelo bajo la estación acelerográfica que captó el registro.
De acuerdo a las leyes de atenuación, la intensidad de un evento sísmico decrece a medida
que la distancia epicentral se incrementa. Otro aspecto importante es que la intensidad, no sólo
depende de la magnitud del sismo ni de la distancia epicentral o hipocentral, si no que también es
función de la conformación del subsuelo y de la forma del terreno, es decir, se debe conocer el
comportamiento del suelo de fundación para predecir la respuesta de una estructura frente a un
movimiento sísmico.
Las fórmulas de atenuaciones, para las aceleraciones máximas, propuestas para el tipo de
subducción chilena, no han tenido resultados favorables hasta el momento. Esto se debe a que se
ha considerado la clasificación del suelo según la norma NCh 433 Of. 96 “Diseño Sísmico de
Edificios”, la cual propone una división estática del suelo. Esta clasificación del suelo ha sido
estudiada hasta hoy, entregando nuevos resultados, basados en criterios dinámicos, que hacen que
la división de la norma pueda presentar sub clasificaciones dentro de un mismo tipo de suelo
según determinados rangos de velocidades de onda Vs (Ruiz, et al. 2002).
En cuanto a las atenuaciones según el parámetro de intensidades de los sismos, en los
últimos años se ha estudiado detalladamente y se ha relacionado el grado de intensidad subjetivo
que perciben las personas afectadas, de acorde al tipo de construcción dañada por un sismo
(Menéndez, et al. 1991). Además de contar con la principal referencia en cuanto a las relaciones
de atenuación de acuerdo a intensidad, como es el trabajo de Sergio Barrientos desarrollado en
1980, considerando todo el territorio nacional; resultados que servirán de referencia para este
trabajo.
Sólo en los últimos años se han desarrollado fórmulas de atenuación de aceleraciones
horizontales máximas de importancia (aceleraciones mayores a 0.01 [g], pues si es menor a este
60
valor es difícil distinguir entre ruido y señal) para zonas de subducción, por ejemplo para Chile,
México y Canadá. En particular la base de datos de aceleraciones, velocidades y
desplazamientos, horizontal y vertical fueron obtenidas por Sergio Ruiz (2002). Estudio en el
cual se consideran solamente registros de terremotos chilenos, separados en registros de sismos
interplaca tipo thrust y de sismos intraplaca de profundidad intermedia diferenciando el tipo de
suelo según la idea UBC97, esto es para roca dura, suelo con velocidad de onda de corte Vs >
1500 [m/s]; y roca o suelo duro, para aquellos terrenos en que la velocidad de propagación de la
onda fluctúa en el rango 360[m/s] <Vs< 1500[m/s].
Será entonces un aporte novedoso de este trabajo de memoria, el incorporar el estudio de
la atenuación con respecto al parámetro de la intensidad, con el objetivo de actualizar el trabajo
antecesor de Barrientos, y de agregarle un término a la Ec. 4.1, que tiene relación con la
profundidad focal del evento (H).
Definidos los catálogos o eventos a utilizar, para la determinación de las leyes de
atenuación, las cuales permiten comprender la severidad de un evento, y cómo se ve afectado un
cierto parámetro del sismo al variar la distancia hipocentral o epicentral.
4.2.2
SELECCIÓN DEL PARÁMETRO DE ATENUACIÓN
Se seleccionará el parámetro que se empleará en la relación de atenuación, ya sean
aceleraciones, velocidades y desplazamientos máximos, estos dos últimos ya han sido estudiados
en detalle por Sergio Ruiz, el cual ha determinado relaciones para cada uno de estos parámetros
en la dirección vertical y horizontal para sismos tipo thrust e intraplaca, no incluyendo los
corticales por no contar con suficientes registros.
En cuanto a este aspecto, se pretende en este trabajo realizar un aporte novedoso al tema
de las atenuaciones por lo que se definirá como parámetro de estudio la intensidad, parámetro
sísmico sólo estudiado con anterioridad en 1980 por Sergio Barrientos. Dicho estudio permitirá
comparaciones con los actuales resultados obtenidos, para el caso de sismos tipo interplaca.
Además, teniendo en cuenta que el reconocimiento de los sismos tipo intraplaca de profundidad
intermedia es reciente, se hace necesario desarrollar nuevas fórmulas de atenuación de intensidad,
como lo sugirió Barrientos en 1998, de modo de cuantificar el incremento de los daños
observados en ellos, para magnitudes comparables a las de un evento tipo interplaca o thrust.
Como otro aspecto innovador se pretende incorporar un término nuevo al ya considerado
anteriormente en la literatura. Es decir, además de considerar el término geométrico de la ley de
atenuación (Ec. 4.1), se incluirá un término que representa la profundidad focal del evento, (H).
Las curvas de atenuación en función de la intensidad, se confeccionaron recurriendo a los
reportes del Catálogo de Intensidades del CERESIS (Centro Regional de Sismología, a través
de su proyecto SISRA, Sismicidad para la Región Andina, 1985).
Dicho catálogo fue elegido para la estimación de curvas de atenuación de intensidad,
debido a que se considera que los reportes que contiene, se encuentran mejor localizados, por
tratarse de una base de datos sudamericana, que además recoge información del servicio
sismológico nacional.
61
Para cada evento registrado, se indica la intensidad máxima registrada, el número de
localidades de las que se tiene información de intensidades percibidas, las coordenadas de cada
localidad junto con su distancia epicentral e hipocentral y su altitud con respecto al nivel del mar.
Finalmente se entrega la escala de magnitud utilizada y la fuente de donde se obtuvo el dato de la
intensidad para cada localidad afectada. El formato de registro de los eventos de la base de datos
se muestra a continuación, en la tabla Nº 4.1:
Tabla Nº 4.1 Formato de identificación de los registros del CERESIS
Fecha
Año
Mes
Hora(UTC)
Día
hr:min:seg
Epicentro
Lat Long
(º)
(º)
Prof.
(km)
Magnitud
mb
Ms
Mw
Mc
Elevación
Dist. Epi.
Dist.
Hipo.
(m.s.n.m)
(km)
(km)
Ml
Máx.
Int
Num
Obs
Intensidades
Localidad
4.2.3
Coordenadas
Lat
Long
(º)
(º)
Intensidad
Valor
Ref.
Escala
OBTENCIÓN LEY DE ATENUACIÒN SEGÚN CRITERIO DE PERCEPCIÓN
DEL EVENTO, PARA CADA FUENTE SISMOGENICA
En primer lugar, toda ley de atenuación debe ser expresada en términos de la magnitud de
Richter Ms y no en función de la escala mb, por lo que resulta fundamental recurrir y aplicar la
relación lineal (Ec. 2.1) obtenida en el Capítulo Nº 2 del presente trabajo, además de considerar el
hecho de que para los posteriores cálculos probabilísticos se requiere que la frecuencia de los
datos esté expresada por unidad de tiempo, lo que justifica la normalización temporal realizada en
el capítulo anterior.
Para obtener las leyes de atenuación se empleará el modelo matemático de regresión lineal
a través de mínimos cuadrados, aplicándoselo a los registros de nuestra base de datos para los
sismos seleccionados, a partir de datos de intensidades ingresados en el orden que se indicó en la
tabla Nº 4.1. Para ello se debe recordar que este método sólo se puede aplicar a funciones del tipo
lineal, es decir, se debe trabajar con la Ec. 4.1 modificada empleando la función logaritmo como
se presenta en la ecuación 4.2. En este trabajo se expresarán las ecuaciones en función del
logaritmo natural ln() a diferencia de otros trabajos de atenuación de intensidades en los que se
emplea comúnmente el log(). En rigor, el uso de ambas funciones no afecta el comportamiento de
la curva de atenuación obtenida, y se pueden usar indistintamente, variando sólo el valor de las
constantes que acompañan a las variables.
Ln(x) + D ⋅ Ln(R + C) = B ⋅ Ms ⋅ Ln(A)
(Ec. 4.2)
La obtención de leyes de atenuación desde el punto de vista de la percepción del evento,
permite tener una idea de cuán extensa fue el área en la cual se percibió el evento sísmico, es
decir, la envergadura de las zonas sensibles al sismo, lo cual no tiene incidencia necesariamente
en el daño causado por el sismo, por lo cual, para este propósito se considerarán todos los valores
de intensidad reportada, según fuente sismogénica generadora de dicho evento.
62
En general para este trabajo, se planteará la relación de atenuación para la intensidad de
la siguiente forma, a partir de la Ec. 4.2 modificada e incluyendo el término H. Es decir, las
ecuaciones que se establecerán en este trabajo tendrán la estructura que se presenta en la ecuación
4.3.
Ln (I) = K1+ K2 * ln (R+C) + K3 * M + K4* H
(Ec. 4.3)
Siendo:
K1, K2, K3 y K4 constantes a determinar,
R = Distancia epicentral, en [km].
M =Magnitud del evento [Ms].
H = Profundidad focal, expresada en [km].
I = Intensidad del evento.
C = Coeficiente que representa el valor más representativo de las profundidades
focales para los diferentes tipos de sismos en Chile. Los valores del coeficiente C que se
emplearán en este trabajo, se muestran en la siguiente tabla N° 4.2,
Tabla N° 4.2
Valores Característicos del coeficiente C según fuente
Tipo Evento
Interplaca
Intraplaca
Corticales
Valor (C)
60
80
10 - 30
Como referencia a los valores de C se tiene que Saragoni y Ruiz (2005), considerando la
inclinación de la placa oceánica de Nazca y la profundidad del contacto sísmico, han definido
para condiciones de diseño, una distancia hipocentral de 40 [km] para los terremotos interplaca
tipo thrust y de 60 [km] para los eventos intraplaca de profundidad intermedia, valores que son
levemente inferiores a los indicados en la Tabla N° 4.2.
Para la obtención de los coeficientes de la ley de atenuación propuesta en este capítulo, se
recopilará la información de los catálogos de la forma que indica la tabla N° 4.3.:
Tabla Nº 4.3.
Formato de Información para obtención leyes de Atenuación en función de la Intensidad
Latitud
Longitud
Prof. Focal
Magnitud
Dist. Epicentral
Intensidad reportada
[º]
[º]
[Km]
[Ms]
[km]
Para la obtención de los factores K1, K2, K3, K4, se desarrolla un programa en el lenguaje
computacional Matlab, basado en una expresión matricial de las variables, tal como se muestra a
continuación:
63
D e t e r m in a c io n d e la L e y d e A t e n u a c ió n e n f u n c io n d e la I n t e n s id a d
S e p r e t e n d e r e s o lv e r la s ig u ie n t e e c u a c ió n :
l o g ( I) : = K 1 + K 2 ⋅ l o g ( R + C ) + K 3 ⋅ M s + K 4 ⋅ h
⎛⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎝
( 1)
L o g (I )
2
L o g (I )
3
Log I
.
.
.
.
.
.
⎞
⎟
⎟
⎟
⎟
⎟
⎟
⎟
⎟
⎟
⎟
⎟
⎟
( n) ⎠
.Log I
=
⎛
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎝
1
1
1
( 1
L o g (R
2
L o g (R
3
Log R
)
C)
C)
+ C
Ms
+
Ms
+
Ms
1
2
3
D e la f o r m a :
h
h
h
1
2
3
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
1
(
lo g R
n
+ C
)
Ms
.
n
h
n
⎞
⎟
⎟
⎟
⎟
⎟
⎟
⎟
⎟
⎟
⎟
⎟
⎟
x
⎛
⎜
⎜
⎜
⎜
⎜
⎝
K
K
K
K
1
⎞
3
⎟
⎟
⎟
4
⎠
2
⎠
Se resuelve un sistema matricial, extrayendo valores de la base de datos empleada. A
modo de ejemplo, se presentan las siguientes instrucciones:
C = 60;
C = 80;
C = 10;
G (i, 1) = 1;
G (i, 2) = log( intensidades ( i,6) + C);
G (i, 3) = intensidades ( i, 4);
G (i, 4) = intensidades (i,3);
d (i) = log( intensidades (i,7));
Gg = G' * G;
Gd = G'* d';
X =inv(Gg)*Gd;
Para el caso de sismos interplaca
Para el caso de sismos intraplaca
Para el caso de sismos corticales
Lee distancias epicentrales.
Lee vector de magnitudes Ms.
Lee profundidades focales.
Lee vector de intensidades.
El procedimiento anterior permite la siguiente reflexión, porqué la necesidad de
incorporar el coeficiente C como miembro en la expresión de atenuación. La respuesta, es
simplemente, para que la curva no se indefina para distancias epicentrales iguales a 0, es decir, en
aquellas mediciones, en donde el sitio se encuentre en la proyección en superficie del mismo
foco.
La generación de curvas de atenuación considerando distancia epicentrales, se vuelve
bastante arbitraria al momento de tener que escoger un coeficiente C, que sea representativo para
cada fuente. Es por eso, que surge la necesidad y la importancia de obtener las curvas de
atenuación en términos de la distancia hipocentral, que es lo que se realizará a continuación, y
son las curvas que se consideraran válidas posteriormente para efectos comparativos.
En el grafico Nº 4.1 se observa la relación entre la intensidad IMM reportada para los
eventos registrados en el catálogo CERESIS, y la distancia hipocentral. Se observa claramente el
decaimiento de la intensidad observada a medida que se incrementa la distancia hipocentral, es
decir mientras más cerca de la zona epicentral es mayor la percepción del evento sísmico.
64
Gráfico N° 4.1: Relación entre la intensidad reportada y la distancia hipocentral.
Variación segun distancia hipocentral de la Intensidad
12.0
Intensid ad IMM
10.0
8.0
6.0
4.0
2.0
0.0
0.00
200.00
400.00
600.00
800.00 1000.00 1200.00 1400.00 1600.00
Distancia hpocentral [Km ]
Es decir, expresando la ecuación 4.3., correspondiente a la atenuación de la intensidad
pero ahora en términos de la distancia hipocentral, se obtiene en éste trabajo la siguiente
expresión genérica para eventos originados por cualquier fuente sismogénica:
Ln (I) =K1 + K2 * ln (r) + K3* Ms + K4* H
(Ec. 4.4)
Siendo:
K1, K2, K3 y K4 constantes determinadas,
r = Distancia hipocentral, en [km].
M =Magnitud del evento [Ms].
H = Profundidad focal, expresada en [km].
I = Intensidad teórica del evento [IMM].
4.2.3.1 LEYES DE ATENUACIÓN EN FUNCIÓN DE LA DISTANCIA HIPOCENTRAL PARA
SISMOS TIPO INTERPLACA SEGÚN PERCEPCION DEL EVENTO
Empleando los mismos criterios de clasificación de fuente sismogénica establecidos en el
capítulo Nº 3, se recurre a la diferenciación de eventos según su origen sismogénico. Los reportes
seleccionados del catálogos SISRA, serán aquellos contemplados dentro de las mismas
coordenadas que se eligieron para obtener las relaciones de G-R, es decir, entre los 30º y 37º L. S.
y los 73º y 69º L.W.
Para eventos con profundidad focal reportada menor o igual que 50[Km], se tiene un total
de 1.449 registros de intensidades de eventos correspondientes al tipo interplaca, considerando
todas las intensidades reportadas por el SISRA dentro del período de tiempo considerado y las
latitudes y longitudes que abarca este estudio.
65
Es decir, expresando la ecuación 4.4. correspondiente a la atenuación de la intensidad en
términos de la distancia hipocentral, se obtuvo en éste trabajo la siguiente expresión para los
eventos interplaca tipo thrust, correspondiente a la ecuación 4.5.
Ln (I) =1.1044 - 0.2704* ln (r) + 0.2531 * Ms + 0.0041 * H
(Ec. 4.5)
Gráfico N° 4.2: Ejemplos de aplicación de la ley de atenuación de la ecuación 4.5 a eventos
interplaca de la base de datos del catálogo SISRA.
Atenuacion Intensidad evento Interplaca
Ms=6.0 y P.F= 46 km
Atenuacion Intensidad evento Interplaca
Ms= 7.5 y P.F= 40 km
10
8
9
Intensida d IMM
7
6
5
4
8
7
6
5
4
3
3
2
0
50
10 0
150
200
2 50
300
3 50
0
400
IMM teorica
50 100 150 200 250 300 350 400 450 500 550 600 650
Dst. Hipocentral [Km]
D s t . Hip o c e nt ra l [ Km]
IMM teorica
IMM observada
IM M observada
4.2.3.2 LEYES DE ATENUACIÓN EN FUNCIÓN DE LA DISTANCIA HIPOCENTRAL PARA
SISMOS TIPO INTRAPLACA DE PROFUNDIDAD INTERMEDIA, SEGÚN PERCEPCION
DEL EVENTO
Empleando los mismos criterios de clasificación del capítulo Nº 3, para eventos con
profundidad focal reportada mayor que 50[Km] y menor o igual que 300 [Km], se tiene un total
de 886 registros de intensidades para eventos del tipo intraplaca de profundidad intermedia,
considerando todos los reportes percibidos por las distintas localidades afectadas.
Es decir, expresando la ecuación 4.4, correspondiente a la atenuación de la intensidad en
términos de la distancia hipocentral, se obtuvo en éste trabajo la siguiente expresión para los
eventos tipo intraplaca de profundidad intermedia, como se observa en la ecuación 4.6 que se
presenta a continuación:
Ln (I) = 2.0383 -0.3493 * ln (r) + 0.1643* Ms + 0.0017* H
(Ec. 4.6)
A continuación se presentan algunos eventos extraídos del catálogo SISRA,
correspondientes a eventos tipo Intraplaca de profundidad intermedia, a los cuales se les calculó
las intensidades generadas mediante la ecuación 4.6.
66
Gráfico N° 4.3: Ejemplos de aplicación de la ley de atenuación de la ecuación 4.6 a eventos
intraplaca de profundidad intermedia, de la base de datos del catálogo SISRA.
Comparacion atenuacion teorica y observada
Ms=5.6 P.F=105 km
7
Comparacion atenuacion teorica y observada
Ms=5.5 P.F= 87
7
6
Intensidad IMM
Intensidad IMM
6
5
4
4
3
2
3
1
2
0
20
40
60
80
100 120
dist. Hipocentral
Intensidad observada
140
160
50
180
100
150
200
250
dist. Hipocentral
Intensidad observada
Atenuacion teorica intensidad
300
350
Atenuacion teorica intensidad
Comparacion atenuacion teorica y observada
Ms=5.8 P.F= 51 km
Comparacion atenuacion teorica y observada
Ms=5.5 P.F= 86 km
8
9
7
8
6
7
Intensidad IMM
Intensidad IMM
5
5
4
3
6
5
4
3
2
2
1
50
100
150
200
250
300
350
dist. Hipoce ntral
Intensidad observada
400
450
10
500
Atenuacion teorica intensidad
60
110
160
210
260
dist. Hipocentral
Intensidad observada
310
360
Atenuacion teorica intensidad
4.2.3.3 LEYES DE ATENUACIÓN EN FUNCIÓN DE LA DISTANCIA HIPOCENTRAL PARA
SISMOS TIPO CORTICALES SEGÚN PERCEPCION DEL EVENTO
Empleando los mismos criterios de clasificación de fuentes sismogénicas establecidos en
el capítulo Nº 3; para eventos con profundidad focal reportada menor o igual que 20[Km], se
tiene un total de 50 registros de intensidades para eventos del tipo cortical. Se debe mencionar
que en el Catálogo de Intensidades del CERESIS no aparece el evento de Las Melosas (1958),
destacando que éste se registró en el Catálogo de Hipocentros del CERESIS, por lo cual fue
necesario incluirlo mediante los datos actualizados y reevaluados en las localidades con
intensidades reportadas Estos datos fueron aportados por el estudio de Sepúlveda y Astroza, et al.
2007, presentados en la tabla N° 3.4, del capítulo anterior, y presentes íntegramente en el Anexo
A.1.
67
Expresando la ecuación 4.4, correspondiente a la atenuación de la intensidad en términos
de la distancia hipocentral, se obtuvo en éste trabajo la siguiente expresión 4.7 que corresponde a
la atenuación para los eventos tipo corticales cordilleranos:
Ln (I) = 2.0205 – 0.3411* ln (r) + 0.1585* Ms + 0.0018 * H
(Ec. 4.7)
A continuación se presentan dos eventos extraídos del catálogo SISRA, correspondientes
a sismos tipo corticales cordilleranos, a los cuales se les calculó las intensidades generadas
mediante la ecuación 4.7 determinada en este trabajo.
Gráfico N° 4.4: Ejemplos de aplicación de la ley de atenuación de la ecuación 4.7 a eventos
corticales, de la base de datos del catálogo SISRA.
Atenuación evento cortical
Ms = 6,5 y P.F =5 [Km]
Atenuación evento cortical
Ms = 5,9 y P.F =5 [Km]
7
6
5
Intensidad IMM
Intensida d IMM
6
4
3
2
0
20
40
60
80 100 120 140 160 180
D.hipocentral [Km]
Atenuacion Intensidad
Intensidad Observada
5
4
3
2
200
0
50
100
Atenuacion Intensidad
150
200
D.hipoce ntral [Km]
250
300
350
Intensidad Observada
Para conocer la variación del valor atenuado de la intensidad obtenido a partir de la
aplicación de las ecuaciones 4.5, 4.6 y 4.7, en comparación con el valor de IMM reportado en la
base de datos considerada por el SISRA, se recurre al estimador estadístico de la desviación
estándar. A través del cual, se obtuvo la diferencia entre los valores observados y los teóricos
para cada fuente sismogénica. Los resultados se muestran en la tabla N° 4.6.
Tabla Nº 4.6 Desv. estándar obtenido para fuentes sismogénicas
empleando criterio de todos los reportes percibidos
Tipo fuente
Nº reportes
Desv. estándar
Interplaca thrust
1.449
1.004
Intraplaca Prof. Intermedia
886
1,129
Corticales-cordilleranos
50
1.168
68
4.2.4
OBTENCIÓN DE CURVAS DE ATENUACIÒN SEGÚN CRITERIO DE ÁREA
DE DAÑOS GENERADAS POR EL EVENTO.
Este ítem es, sin duda, desde el punto de vista del riesgo sísmico, y para la ingeniería
sismorresistente el más importante, pues permitirá realizar un análisis del área de daño generada
por un evento, más allá de las zonas en que sólo se percibió dicho fenómeno sísmico.
De un total de 2.432 eventos reportados, cuya base de datos contiene los valores de las
profundidades hipocentrales y las coordenadas de la localidad en donde se percibió el evento, se
procede a reducir dicha base de datos, considerando sólo los eventos con intensidad IMM mayor
o igual a VI, para obtener leyes de atenuación empleando el denominado criterio de áreas de
daño. Con esto, se cuenta entonces con 783 eventos pertenecientes a todas las fuentes, los cuales
se proceden a diferenciar según la profundidad focal registrada en [Km], y la longitud [º] del
epicentro, criterios que se establecieron en el capítulo N° 3.
Para la obtención de las siguientes curvas de atenuación, se reproduce el mismo
procedimiento en matlab que el mostrado en el ítem 4.2.3, empleando los registros de distancias
hipocentrales y variando el número de eventos según la fuente a la cual pertenecen.
4.2.4.1 LEYES DE ATENUACIÓN EN FUNCIÓN DE LA DISTANCIA HIPOCENTRAL PARA
SISMOS TIPO INTERPLACA SEGÚN AREA DE DAÑOS
Empleando los mismos criterios de clasificación de fuentes sismogénicas establecidos en
el capítulo Nº 3, para eventos con profundidad focal reportada menor o igual que 50[Km], se
cuenta con un total de 532 registros de intensidades para eventos del tipo interplaca.
Es decir, expresando la ecuación 4.4, correspondiente a la atenuación de la intensidad en
términos de la distancia hipocentral, se obtuvo en éste trabajo la siguiente expresión 4.8, que
corresponde a los eventos interplaca tipo thrust, la que a diferencia de la ecuación 4.5 considera
sólo las intensidades IMM sobre VI de los eventos reportados:
Ln (I) =1.3751 - 0.0931 * ln (r) + 0.1387* Ms - 0.0002* H
(Ec. 4.8)
Siendo:
K1, K2, K3 y K4 constantes determinadas en matlab,
r = Distancia hipocentral, en [km].
M =Magnitud del evento [Ms].
H = Profundidad focal, expresada en [km].
I = Intensidad del evento (IMM ≥ VI).
4.2.4.2 LEYES DE ATENUACIÓN EN FUNCION DE LA DISTANCIA HIPOCENTRAL PARA
SISMOS TIPO INTRAPLACA DE PROFUNDIDAD INTERMEDIA SEGÚN AREA DE DAÑOS
Empleando los mismos criterios de clasificación de las fuentes sismogénicas, establecidos
en el capítulo Nº 3, es decir, para eventos con profundidad focal menor o igual que 300 [Km] y
mayor que 50 [Km], se tiene un total de 247 registros de intensidades para eventos del tipo
intraplaca de profundidad intermedia.
69
Expresando la ecuación 4.4, correspondiente a la atenuación de la intensidad en términos
de la distancia hipocentral y sólo considerando las intensidades superiores a VI, se obtuvo en éste
trabajo la siguiente expresión para eventos intraplaca de profundidad intermedia, que se presenta
a continuación en la ecuación 4.9:
Ln (I) =1.4849 - 0.0568 * ln (r) + 0.1007* Ms - 0.0001* H
(Ec. 4.9)
4.2.4.3 LEYES DE ATENUACIÓN EN FUNCION DE LA DISTANCIA HIPOCENTRAL PARA
SISMOS TIPO CORTICALES SEGÚN AREA DE DAÑOS
Empleando los mismos rangos de clasificación del capítulo Nº 3, es decir, para eventos
con profundidad focal menor que 20 [Km], se tiene un total de 14 registros de intensidades para
eventos del tipo cortical, extraídos del catálogo SISRA.
Expresando la ecuación 4.4 correspondiente a la atenuación de la intensidad en términos
de la distancia hipocentral y a diferencia de la ecuación 4.7, la ecuación 4.10 considera sólo las
intensidades IMM > VI de los eventos reportados, se obtuvo en éste trabajo la siguiente expresión
para sismos de origen cortical cordillerano:
Ln (I) =2.0034 - 0.3363 * ln (r) + 0.1562* Ms + 0.0019* H
(Ec. 4.10)
Se debe tener presente que el número de eventos de la base de datos se redujo de 2.438
eventos a sólo 783, debido a la consideración del efecto de daño de los sismos reportados, que es
lo que interesa en este ítem; para la obtención de la ley de atenuación por fuente sismogénica, lo
que servirá para realizar comparaciones con las curvas de atenuación que consideran todos los
valores de intensidades de un evento.
Se consideró como límite inferior de la intensidad, la isosista VI, ya que el valor de IMM
= V½, es el denominado inicio de daño en las estructuras de adobe, y el valor de IMM=VIII es el
valor que denota el daño estructural en estructuras de hormigón armado con diseño sísmico.
Para analizar el valor que arrojan la evaluación de las leyes de atenuación a sus
respectivos grupos de eventos, se procede a calcular el estimador de la desviación estándar antes
mencionado, con el objeto de comparar cuán certeros son los valores de las intensidades teóricas,
obtenidos a través de las ecuaciones 4.8, 4.9 y 4.10, con las intensidades reportadas. Los valores
estadísticos se presentan en la siguiente tabla, N° 4.7.
Tabla Nº 4.7 Desv. estándar obtenido para fuentes sismogénicas
empleando criterio de intensidades superiores a VI
Tipo fuente
Nº eventos
Desv. estándar
Interplaca thrust
532
0,70
Intraplaca Prof. Intermedia
247
0,74
Corticales-cordilleranos
14
1.53
70
Para la comparación de las curvas obtenidas, se recurrirá a los trabajos antes mencionados
en base a eventos de importancia histórica nacional, los cuales corresponden a curvas de
atenuación de intensidad en función de la distancia hipocentral, para eventos históricos tipo
intraplaca de profundidad intermedia, como son por ejemplo, los terremotos de Chillán,
Punitaqui, Santiago y La Ligua.
Lo anterior se realizará con el fin de poner a prueba el comportamiento de las curvas de
atenuación obtenidas en este trabajo y analizar cómo se comportan frente a los grandes eventos,
pues si bien es cierto, no todos estos terremotos pertenecen a la zona de estudio de esta memoria,
por lo cual se aceptan diferencias en los valores de intensidad, pero esta variación entre los
reportes de IMM observados y los teóricos obtenidos mediante las curvas de atenuación
determinadas, no debe superar un cierto porcentaje de error considerado como aceptable.
La variación de los valores de intensidades teóricas obtenidas a partir de las distintas
relaciones de atenuación de la intensidad, se debe a la diferencia de la base de datos considerada,
y a la ubicación de los sismos que componen dicha base de registros.
Por otro lado, al aplicar la curva de atenuación de la intensidad obtenida para el terremoto
de Santiago (1965), los valores de las intensidades teóricas se acercan mucho más a los valores de
las intensidades IMM reportadas en la base de datos de este trabajo, debido a la zona en común
que comparten ambas investigaciones, ambas comprendidas en la Región Metropolitana y sus
áreas de influencia. Ver gráfico Nº 4.5, en donde se representa un evento de la base de datos,
ocurrido en 1997, con epicentro en las coordenadas 30.88º S y 71.17º W, a 58 [Km] de
profundidad focal, y reportando una magnitud Ms = 6.8.
A partir del gráfico Nº 4.5 se observa el casi paralelismo entre la curva de atenuación
obtenida en este trabajo y la perteneciente al sismo de Santiago de 1965, la diferencia entre
ambas radica en que la primera es inferior en todo su recorrido en casi un punto en el valor de las
intensidades reportadas.
Gráfico Nº 4.5: Curvas de Atenuación aplicada a eventos históricos tipo Intraplaca de Profundidad
Intermedia.
Leyes de Atenuación para Eventos Intraplaca
11
10
9
IMM
8
7
6
5
4
3
20
60
100
140
180
220
260
Distancia Hipoce ntral [Km]
este trabajo
chillán
Santiago
71
La ligua
4.2.5 COMPARACIÓN CON LA LEY DE ATENUACIÓN DE BARRIENTOS
La fórmula de atenuación propuesta por Barrientos (Barrientos, Sergio, et al.1980),
recomendada para eventos interplaca (Ec. 4.11); generada a partir de una muestra de 74 eventos
sísmicos ocurridos en Chile entre los años 1906 y 1974, de los cuales el mayor porcentaje
corresponde a eventos del tipo interplaca thrust, es la siguiente:
I(r) = 1.3844 x Ms - 3.7355 x log(r) – 0.0006 x r + 3.8461
(Ec.4.11)
Siendo,
I: Grado de Intensidad, IMM.
r: Distancia Hipocentral [Km] calculada como r = R 2 + h 2 con R la
distancia epicentral en [Km] y h la profundidad focal también expresada en
[Km]. Ver figura Nº 4.1
M: Magnitud Ms.
En la ecuación planteada anteriormente se supuso que la atenuación intrínseca del medio
es constante independiente de la profundidad y/o que las características focales como espectro,
caída de tensión, etc. son sólo funciones de la magnitud y no varían sistemáticamente con la
profundidad (H) propuesta en la Ec.4.4. Además dicha ecuación no hace diferencia de acuerdo a
las distintas fuentes sismogénicas.
Para comprobar dicho supuesto, se presentó en ese trabajo una ecuación que considerara
dicho término, obteniéndose la siguiente relación:
I(r) = 1.4239 x Ms – 4.1245 x log(r) – 0.0003 x r + 0.0073 x H + 3.9253
(Ec. 4.12)
Con la ecuación (Ec. 4.12) es posible comparar y estudiar el comportamiento de una curva
de atenuación que considera el parámetro de profundidad como la obtenida en este trabajo, para
un cierto valor de magnitud de interés de un evento registrado cualquiera.
Se analizó el caso de un evento cualquiera reportado por el SISRA, de magnitud Ms =
8.4. Evento cuyos datos de distancias hipocentrales y profundidad focal se encuentran en la base
de datos confeccionada a partir del catálogo del CERESIS. Para este evento se aplicó ambas
curvas de atenuación propuestas por Barrientos (Ec. 4.11 y 4.12) para sismos del tipo interplaca,
observándose lo que se muestra en el siguiente gráfico comparativo. Ver grafico Nº 4.6.
72
Gráfico N° 4.6: Comparación Curvas de Atenuación de Barrientos (Ec. 4.11 y 4.12) para un
evento interplaca.
Comparacion Curvas de Atenuacion de Barrientos Para Eventos Interplaca
10,0
Intensidad Teórica IMM
9,0
8,0
7,0
6,0
5,0
4,0
3,0
2,0
1,0
0,0
10,00
210,00
410,00
610,00
810,00
1010,00
1210,00
1410,00
distancia Hipocentral [Km]
Barrientos con H
Barrientos sin H
Comparando ambas curvas, la de Barrientos I(r,h) y Barrientos (r) , para un mismo evento
interplaca, se puede concluir al respecto que la diferencia es mínima durante todo el trazado. Para
un análisis de sismorresistencia, la aplicación de una u otra ecuación, para efectos prácticos, daría
lo mismo; pues no se ven afectados los valores de intensidad para rangos que causen daños
estructurales, es decir, las curvas coinciden en la zona epicentral, para distancias hipocentrales
menores a 200 Km.
Para comparar el comportamiento de las curvas de atenuación de intensidades para
eventos de tipo interplaca, pero ahora considerando la ecuación de Barrientos I(r,H), y la
ecuación determinada en este trabajo para todos los reporte de IMM percibidos para un evento
(Ec.4.5), se recurre a la representación gráfica de ambas curvas, lo cual se presenta en el
siguiente grafico, Nº 4.7.
73
Grafico N° 4.7: Comparación de curvas de atenuación para eventos interplaca, según ecuación
4.5 calculada en este trabajo y ecuación de Barrientos (Ec. 4.12).
Atenuacion Intensidad evento Interplaca
Ms=6.0 y P.F= 46 km
10
9
7
8
Intensidad IMM
Intensidad IMM
8
6
5
4
7
6
5
3
4
2
3
0
50
100
150
200
250
300
350
400
0
IM M teorica
IM M teorica
Barrientos
Atenuacion Intensidad evento Interplaca
Ms= 6.3 y P. F= 39 km
8
50 100 150 200 250 300 350 400 450 500 550 600 650
Dst. Hipoce ntral [Km]
Dst. Hipocentral [Km]
Barrientos
Atenuacion Intensidad evento Interplaca
Ms= 7.8 y P.F =40 km
10
9
7
8
Intensidad IMM
Intensida d IMM
Atenuacion Intensidad evento Interplaca
Ms= 7.5 y P.F= 40 km
6
5
4
7
6
5
4
3
3
2
0
50
100
150
200
250
300
350
400
2
450
0
Dst. Hipocentral [Km]
IMM teorica
50 100 150 200 250 300 350 400 450 500 550 600 650 700 750 800
Dst. Hipoce ntral [Km]
Barrientos
IM M teorica
Barrientos
A partir de los gráficos anteriores se deduce que la ecuación de Barrientos, obtenida en
base a eventos del tipo interplaca, subrepresenta el valor de la intensidad teórica, a medida que
la distancia hipocentral se incrementa. Presenta valores de la intensidad, por debajo de la curva
de atenuación entregada por este trabajo (Ec.4.5), no reportando correctamente los valores de
IMM, pues es aún mayor la diferencia con respecto a los reportes, a medida que se aleja de la
zona epicentral.
Para observar y comparar como se ajusta la ecuación de Barrientos para eventos
originados por distintas fuentes sismogénicas, se procede a graficar las atenuaciones dadas por
las ecuaciones 4.5, 4.6 y 4.7 versus la ecuación 4.12. Lo anterior, se presenta en el siguiente
Grafico Nº 4.8.
74
Grafico Nº 4.8: Comparación de curvas de atenuación obtenidas en este trabajo y la
determinada por Barrientos, dependiendo de la fuente sismogénica generadora. De arriba a
abajo: Fuente interplaca, evento de Ms =8.5 y h =30 Km; fuente Intraplaca, Ms =8.0, h= 60
Km; fuente Cortical, Ms =7.0 y h= 10 Km.
Comparacion Curvas de Atenuacion, fuente
Interplaca
10
Intensidad [IMM]
9
8
7
6
5
4
3
2
1
0
50
100
150
200
250
300
350
Dist. hipoce ntral [Km]
Interplaca Ec.4.5
Ec. Barrientos
Comparacion Curvas de Atenuacion, fuente
Intraplaca de Prof. Intermedia
10
Intensidad [IMM]
9
8
7
6
5
4
3
2
1
0
50
100
150
200
250
300
350
Dist. hipoce ntral [Km]
Intraplaca Ec.4.6
Ec. Barrientos
Comparacion Curvas de Atenuacion, fuente
Cortical Cordillerana
10
Intensidad [IMM]
9
8
7
6
5
4
3
2
1
0
50
100
150
200
250
300
Dist. hipoce ntral [Km]
Cortical Ec.4.7
75
Ec. Barrientos
350
4.2.6 COMPARACIÓN CON LAS LEYES DE ATENUACIÓN DE TRABAJOS
ANTERIORES PARA EVENTOS TIPO INTRAPLACA
Para realizar otro análisis comparativo de las leyes de atenuación obtenidas, se recurre a
los trabajos recientes realizados de forma específica para determinados eventos que han
presentado acelerogramas importantes y altos valores de magnitud, perteneciendo al grupo de los
eventos chilenos de mayor importancia, como son en particular, el evento de Santiago de 1945,
que representa el Umbral de Daño; y el gran sismo de Chillán de 1939 considerado como el
Terremoto de Colapso para los eventos del tipo Intraplaca de Profundidad Intermedia. Para ello,
se presenta la siguiente tabla, que resume la información de dichas investigaciones de eventos
particulares, cuyos parámetros sísmicos han sido actualizados y reevaluados. Ver las siguientes
tablas Nº 4.8 y N° 4.9.
Tabla Nº 4.8
Trabajos de Leyes de Atenuación para eventos grandes de Chile
Autor Investigación
Evento
Tipo fuente
Ms
Sanhueza, Simón
Talca,1928
Interplaca, thrust
8,0
Moya Alejandro
Chillán,1939
Intraplaca, Prof. intermedia
7,8
Sandoval, Marcelo
Santiago,1945
Intraplaca, Prof. intermedia
7,1
Norambuena, Ana
La ligua, 1965
Intraplaca, Prof. intermedia
7,1
Díaz, Óscar
Punitaqui,1997
Intraplaca, Prof. intermedia
6,7
Tabla Nº 4.9
Atenuación de la intensidad en función de la Distancia Epicentral (R)
Evento
Relación
Chillán,1939
I=19.726 - 6.067*log(R) + 0.002*R
Santiago,1945
I=10.925 - 2.738*log(R) - 0.003*R
La ligua, 1965
I=17.480 - 5.027*log(R) - 0.001*R
Punitaqui,1997
I=12.136 - 2.896*log(R) - 0.004*R
Al igual que la curva de atenuación de Barrientos se expresó en términos de la distancia
hipocentral, del mismo modo como se obtuvo también en este trabajo, se considerarán las
siguientes relaciones de atenuación de los eventos intraplaca de importancia nacional, en función
de la distancia hipocentral, como se muestran en la siguiente tabla Nº 4.10.
Tabla Nº 4.10
Atenuación de la intensidad en función de la Distancia Hipocentral (r)
Evento
Relación
Chillán,1939
I = 29.688 - 10.458*log (r) + 0.0049*r
Santiago,1945
I = 20.357 - 7.122*log (r) + 0.0017*r
La ligua, 1965
I = 28.364 - 10.200*log (r) + 0.0047*r
Punitaqui,1997
I = 27.262 - 10.388*log (r) + 0.0056*r
76
Además de graficar las curvas de atenuación de la tabla Nº 4.10 para eventos como el
Terremoto de Chillán, Santiago, La Ligua y Punitaqui, se graficará un evento cualquiera de
magnitud similar a las reportadas por los sismos grandes de tipo intraplaca de profundidad
intermedia presente en la base de datos de este trabajo, y se analizarán las diferencias presentes,
al aplicar la curva de atenuación obtenida en este capítulo.
En el siguiente gráfico, también se indicarán dos líneas de importancia para la ingeniería
sismorresistente, como son la recta igual a IMM= V½, que indica el inicio del daño en estructuras
de cualquier tipo, en especial del adobe, y la segunda línea presentada en el grafico, corresponde
a la de IMM= VIII, que demarca el inicio de daño moderado en estructuras de Hormigón Armado
con Diseño Sísmico, Grüntal, et al. 1998. Ver gráfico Nº 4.9.
Gráfico Nº 4.9: Comparación de curvas de atenuación de la tabla Nº 4.10, para sismos
tipo Intraplaca.
Atenuación de Intensidad para Eventos Intraplaca
11
10
Intensidad [IMM]
9
8
7
6
5
4
3
2
1
50
100
150
200
250
300
350
400
450
500
550
600
Distancia Hipocentral [Km]
santiago 1945
La Ligua 1965
Intraplaca M s=7,3
Inicio de daño Estructuras H.A
Punitaqui 1997
Chillán 1939
Inicio de daño Adobe
Si analizamos las 4 curvas de atenuación de los eventos antes citados de importancia
histórica nacional, encontramos que efectivamente un tramo de la curva correspondiente al
terremoto de Chillán, está por sobre la recta segmentada del daño en estructuras diseñadas
sísmicamente, por lo cual éste evento se ha denominado como Terremoto de Colapso para los
sismos de origen Intraplaca de Profundidad Intermedia y en cuanto a las demás curvas, si se
colocaran en orden decreciente de sismos destructivos, debido a las porciones de curva sobre
IMM=5.5, se ordenarían de la siguiente forma: La ligua, Punitaqui, y Santiago.
En cuanto a la curva de atenuación en función de las distancias hipocentrales, determinada
en este trabajo, se puede mencionar, a partir del grafico anterior, que para la zona cercana al
epicentro, entrega valores menores de intensidad, y presenta un decaimiento de la IMM, con
respecto a la distancia hipocentral mucho más paulatino y gradual que los otros sismos, en los
cuales es más abrupta la tasa de atenuación.
77
La tasa de atenuación de la intensidad de los sismos tipo Intraplaca de Profundidad
Intermedia destructivos, como es el caso de Chillán, es más alta que los eventos del mismo tipo
de fuente sismogénica pero considerados como no destructivos, como el terremoto de Santiago de
1945, presentando los primeros eventos, daños importantes en la zona epicentral.
Para analizar el ajuste de la curva de atenuación de Barrientos a los sismos de tipo
intraplaca, se graficará un evento de la base de datos de este trabajo, seleccionado en función de
su distancia hipocentral y sus coordenadas epicentrales, y de acuerdo a una magnitud Ms que
fuera representativa de un evento de tipo Intraplaca de Profundidad Intermedia.
A los datos de este evento, se le aplicará la curva de atenuación de Barrientos (Ec. 4.12),
elaborada en base a eventos interplaca, y también la curva de atenuación encontrada en este
trabajo, según la ecuación 4.6. De acuerdo a lo anterior, se obtiene el siguiente gráfico Nº 4.10.
Gráfico N° 4.10: Curva de Atenuación para evento Intraplaca de Profundidad Intermedia,
empleando la curva de este trabajo, según percepción de evento, Ec.4.6 versus la ecuación de
Barrientos.
Comparacion atenuacion teorica sismo intraplaca
Ms=5.6 P.F=105 km
7,0
7,0
6,0
Intensida d IMM
6,0
Intensida d IM M
Comparacion atenuacion teorica sismo intraplaca
Ms=5.5 P.F= 87
5,0
4,0
5,0
4,0
3,0
3,0
2,0
2,0
1,0
0
20
40
60
80
100
120
dist. Hipocentral
140
Atenuacion teorica intensidad
160
50
180
150
200
250
dist. Hipocentral
300
Atenuacion teorica intensidad
Barrientos
Comparacion atenuacion teorica sismo intraplaca
Ms=5.5 P.F= 86 km
350
Barrientos
Comparacion atenuacion teorica sismo intraplaca
Ms=5.9 P.F= 93 km
8,0
7,0
7,0
6,0
6,0
Intensidad IMM
Intensida d IMM
100
5,0
4,0
3,0
5,0
4,0
3,0
2,0
2,0
1,0
1,0
50
100
150
200 250 300 350
dist. Hipocentral
Atenuacion teorica intensidad
400
450
50
500
100
150
200
250
dist. Hipocentral
Atenuacion teorica intensidad
Barrientos
78
300
350
Barrientos
400
Se observa a partir de las curvas anteriores, que la atenuación de Barrientos, entrega
valores menores de la intensidad, durante todo el tramo, presentando una diferencia de más de
una unidad en el valor de la intensidad fuera de la zona epicentral, pues presenta tasa de
decaimiento de la intensidad en función de la distancia hipocentral más abrupta.
En el caso de las regiones cercanas al epicentro, la curva de Barrientos, está por debajo de
la obtenida en este trabajo, lo que es importante cuando se requiere un análisis de daño
estructural, pues subrepresenta los valores de IMM en las zonas de daño.
La diferencia fundamental se explica debido a que la base de datos de la cual se obtuvo la
curva de atenuación de Barrientos, estaba compuesta en su mayoría por eventos del tipo
interplaca, por lo cual no se ajusta correctamente a eventos pertenecientes a otras fuentes
sismogénicas.
Para analizar cómo se comporta la curva de Barrientos con un evento intraplaca de
profundidad intermedia como el terremoto de Chillán, y además comparar como se atenúa este
evento empleando la curva de atenuación de intensidad obtenida para este evento en particular,
ecuación presente en la tabla Nº 4.10, versus la curva de atenuación para eventos intraplaca
determinada en este trabajo (Ec. 4.6) obtenida a partir de una base de datos contemplada entre los
30º y 37º S., se procede a graficar los valores de intensidad reportada y a evaluarlos con las
diferentes curvas de atenuación obtenidas para este tipo de eventos. Ver grafico Nº 4.11.
Gráfico N° 4.11: Curva de Atenuación para evento Intraplaca de Profundidad Intermedia,
empleando las ecuaciones de Barrientos, la Ec. 4.6 de este trabajo, y la curva propia de este
terremoto determinada por Alejandro Moya.
Comparación Curva Atenuación para evento Intraplaca
Histórico
11
10
9
Intensidad [IMM]
8
7
6
5
4
3
2
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
Dist. Hipocentral [Km]
Ecuacion Atenuacion Chillan
Ec. Intraplaca (Ec.4.6)
Ec. Barrientos, M s=7,9 y P.F=90 Km.
79
4.2.7 COMPARACIÓN CURVAS DE ATENUACIÓN OBTENIDAS DEPENDIENDO
DEL CRITERIO DE SELECCIÓN DE LA BASE DE DATOS
Para realizar la atenuación de eventos en función de la intensidad y determinar diferentes
curvas de atenuación, se debe responder a la pregunta ¿para qué se desea conocer el decaimiento
de la intensidad en función de la distancia hipocentral?, ¿qué diferencias se producen en la
atenuación, al considerar diferentes bases de datos?
Respondiendo algunas otras interrogantes que se han planteado dentro de este mismo
tópico, es que en este trabajo se realizaron curvas de atenuación para la intensidad, bajo dos
criterios; el primero de ellos, considera una base de datos que incluye reportes de todos los
valores de intensidades percibidas por la población una vez ocurrido el evento; el segundo, que
sin duda es el importante para un análisis de sismorresistencia posterior, considera sólo los
eventos en que se han reportado intensidades mayores o iguales a VI, es decir, aquellos en los
cuales se empiezan a registrar algún daño estructural.
Para concretizar la comparación de ambos criterios considerados en la obtención de
curvas de atenuación, para diversos eventos clasificados según su fuente sismogénica, se procede
a graficar un evento tipo de cada fuente generadora, y graficar los valores de intensidades
considerados en función de la distancia hipocentral, como se muestra en el grafico Nº 4.12.
Gráfico Nº 4.12: Comparación evento Interplaca de Ms =7.5 y P.F=40 km, perteneciente a la
base de datos, empleando ambos criterios de atenuación.
Curva de Atenuacion de evento interplaca, segun criterio de
atenuacion
8
intensidad [IMM]
7
6
5
4
3
2
0
100
200
300
400
500
600
700
Distancia Hipocentral [km]
Atenuacion según percepcion evento
Atenuacion según area de daño generada por evento
80
Gráfico Nº 4.13: Comparación evento Intraplaca de Ms =6.8 y P.F=58 km, perteneciente a la
base de datos, empleando ambos criterios de atenuación.
Curva de Atenuacion de evento intraplaca, segun criterio de
atenuacion
9
8
intensidad [IMM]
7
6
5
4
3
2
1
40
60
80
100
120
140
160
180
200
220
240
260
280
300
Distancia Hipocentral [km]
Atenuacion según percepcion evento
Atenuacion según area de daño generada por evento
Se aprecia para ambas fuentes sismogénicas el mismo efecto. A lo largo de todos los
valores de distancia hipocentral registrados para las distintas localidades que percibieron el efecto
del sismo, empleando la ecuación de atenuación según criterio denominado como área de daños,
es decir, cuando sólo consideramos los valores de intensidad mayor a VI, se observa un
decaimiento casi nulo de la intensidad en función de la distancia hipocentral, es decir, el valor de
la intensidad observada en cada localidad, se mantiene constante a medida que me alejo de la
zona epicentral, fenómeno que se extiende más allá de los 300 km, lo cual es inaceptable
físicamente, es por eso, que se corrobora la importancia de las ecuaciones 4.5 a 4.7, pues son las
curvas de atenuación que representan de mejor forma el decaimiento en el valor de la intensidad a
medida que aumenta la distancia al foco.
Otro aspecto importante de rescatar, es la comparación de las curvas de atenuación para
dos eventos de la misma magnitud, pero pertenecientes a distintas fuentes generadoras. Para ver
este fenómeno, se recurre al grafico Nº 4.14 en el cual se observa la curva de atenuación de un
evento interplaca de P.F = 46 km y la de un evento intraplaca de profundidad intermedia, con
P.F = 61 km., ambos con magnitud Ms =6.0.
81
Gráfico Nº 4.14: Comparación evento Intraplaca de P.F =61 km y un evento interplaca de
P.F=46 km.
Curvas de Atenuacion
10
9
Intensidad [IMM]
8
7
6
5
4
3
2
20
40
60
80
100
120
140
160
Distancia Hipoce ntral [km]
Atenuacion evento Interplaca
180
200
220
240
Atenuacion evento Intraplaca
4.2.8 ANÁLISIS
GENERAL
DE
LOS
DATOS
PERTENECIENTES A LA BASE DE DATOS
DE
INTENSIDADES
El primer análisis que se obtuvo de la base de datos de intensidades reportadas para las
distintas localidades, corresponde a conocer la distribución de los valores de intensidades
registradas, lo cual se da a conocer en la tabla Nº 4.19 y se visualiza en el grafico Nº 4.15.
Tabla Nº 4.19
Intensidad
Número Localidades
II
259
II-III
404
III
344
III-IV
349
IV
368
IV-V
323
V
280
V-VI
80
VI
151
VI-VII
72
VII
86
VII-VIII
8
VIII
32
VIII-IX
2
IX
17
IX-X
3
X
13
X-XI
1
82
Gráfico N° 4.15: Distribución de intensidades y número de localidades reportadas según base de
datos del catálogo SISRA.
Distribución Espacial de Eventos
Numero de Localidades
450
400
350
300
250
200
150
100
50
XXI
X
IX
-X
IX
V
IX III-
VI
II
V
VI IIII
VI
I
VI
-V
II
VI
VVI
V
IV
-V
IV
IIIIV
III
IIIII
II
0
Rango de Intensidades
Para conocer la validez de los datos de las intensidades reportadas, se procedió a graficar
los registros de las intensidades captadas para diferentes distancias epicentrales de las distintas
localidades, anotando además el número de observaciones que se cuentan para un cierto rango de
intensidades (I + ∆ 1.0), perteneciente a un cierto intervalo de distancias epicentrales (R+∆ 20
[Km]). De la figura Nº 4.2, se concluye con facilidad a partir de la degradación de la escala de
colores que indica el número de observaciones, cuán bien registrado o cuantos reportes
considerados confiables se tienen para un cierto de rango de intensidades y distancias
epicentrales, para un evento respectivo de la base de datos.
Figura Nº 4.2: Validación de datos pertenecientes a la Base de Datos de Intensidad
Es decir se presenta en amarillo los eventos de intensidad inferior a VIII y mayor a V, y
para distancias epicentrales comprendidas entre 50 a 200 [Km], lo que se interpreta de modo tal
que los eventos cuyos parámetros sísmicos están comprendidos entre los rangos antes
83
mencionados, se encuentran mayoritariamente registrados, por lo que la base de datos se
compone principalmente de eventos con dichas características.
4.3
RESULTADOS Y CONCLUSIONES
Pese a la importancia que el parámetro de intensidad representa para comprender y
conocer los efectos y características de un sismo, se debe mencionar lo mal reportado que se
encuentran los valores de ésta, ya que para magnitudes pequeñas, las intensidades se registran
según percepción de los habitantes de la localidad afectada, produciendo entonces distorsiones en
su valor, aportando con registros sobreestimados de la IMM para sitios distantes de la zona
epicentral. Estas singularidades presentes en los reportes de los catálogos, generan errores
considerables en la obtención de las curvas de atenuación mediante métodos cuadrados,
ocasionando que dichos puntos mal localizados “levanten” la curva que ajusta la totalidad de los
datos, al registrarse un reporte con intensidad percibida alta a una distancia hipocentral distante a
la zona epicentral .
Como el mismo autor mencionó con antelación, se concluye a partir del grafico Nº 4.8
que la curva de atenuación de Barrientos en cuanto a Intensidades presentada en 1980, no
representa de la mejor forma los sismos de origen Intraplaca de Profundidad Intermedia, ya que
presentan notorias diferencias en el valor de la IMM en la zona epicentral, por lo que se hace
necesario seguir proponiendo fórmulas de atenuación para este tipo de eventos, tendientes a
encontrar una curva que los represente de la mejor manera posible, incluyendo el
comportamiento de los grandes eventos pertenecientes a esta fuente generadora.
Como se supuso en un principio, la curva de atenuación de Barrientos es recomendable
sólo para eventos tipo thrust, ya que es la que coincide con las ecuaciones determinadas en este
trabajo, como se observa además en el grafico 4.8. Al igual que la curva obtenida para este tipo
de eventos costeros (Ec. 4.5), ambas representan correctamente la intensidad en áreas cercanas al
epicentro, sin embargo para distancias hipocentrales mayores a 200 Km, la curva determinada por
Barrientos entrega valores de intensidad teórica menores a los que se obtienen al evaluar un
mismo evento con la ecuación 4.5. La diferencia en los valores de intensidad, en el tramo final de
las curvas, se aprecia mayormente para eventos con Ms menores o iguales a 7.0. Esto se explica
debido al tipo de ecuación empleada, ya que Barrientos expresa la curva de atenuación como I(r,
Ms, h), mientras que en este trabajo se expresa el decaimiento del Ln (I) en función de los
mismos parámetros sísmicos. La real diferencia, se presenta por ejemplo en eventos de magnitud
5.5 o 6.0 para los cuales se presentan valores de intensidades menores a I (inclusive valores
negativos) al evaluar la ecuación de Barrientos para distancias hipocentrales mayores a 600 Km.
Del grafico Nº 4.11, se comprueba que en las zonas de daños, cercanas al epicentro, las
intensidades obtenidas con la formula de atenuación propuesta por Barrientos, para una magnitud
similar a la del evento intraplaca, se encuentra siempre por debajo de las intensidades de este tipo
de eventos. Además, se observa que las curvas se cruzan a una cierta distancia hipocentral,
debido a que los eventos intraplaca tienen mayores intensidades en el área epicentral.
La amplitud de las ondas sísmicas se atenúa en su propagación como consecuencia de la
expansión geométrica del frente de ondas y de la anelasticidad del medio. Al no considerar los
valores de intensidades en localidades más alejadas del epicentro, es decir, emplear el criterio de
área de daños, donde no se reportan evidencias de daños, ni personales ni materiales, la curva de
84
atenuación se ve menos influenciada por los valores correspondientes a distancias mayores, lo
que se visualiza ya que la curva permanece estable en casi todo su tramo.
Los efectos de los sismos intraplaca se atenúan más rápido que los sismos interplaca, es
decir, tienen una mayor tasa de decaimiento de la intensidad, en función de la distancia
hipocentral, o bien, una caída de intensidad por unidad de incremento de la distancia hipocentral,
mayor que los sismos de origen thrust. En relación a esto se puede concluir que la profundidad
del foco, y la ubicación geográfica del epicentro, son determinantes en el nivel de daños de un
determinado evento.
Se obtiene mayor tasa de decaimiento, aplicando el criterio de atenuación de todos los
valores de intensidad reportados por el catálogo, bajo este criterio la atenuación es más rápida
respecto de la distancia al epicentro, que si se consideran sólo los valores superiores a VI de IMM
al considerar sólo aquellos eventos que generen un área de daños de importancia ingeneril o de
diseño, resultando una curva de decaimiento más certera y más ajustada a las intensidades
observadas de los datos sin truncar los reportes, según el grafico Nº 4.12 y 4.13.
Debido a lo anterior, es que se considera la importancia de las ecuaciones 4.5, 4.6 y 4.7,
que son las curvas de atenuación de intensidad en función de la distancia hipocentral
determinadas en este trabajo para cada fuente sismogénica, y que serán empleadas para el
posterior cálculo del peligro sísmico en la Región Metropolitana y para la generación de los
Mapas de Peligro o Amenaza Sísmica, que es el objetivo fundamental de esta memoria de título.
Se observa, a partir del grafico Nº 4.14, que en general las intensidades de un evento
intraplaca de profundidad intermedia en zonas cercanas al epicentro, son mayores que las
observadas por un evento interplaca de igual magnitud, y se reitera la conclusión referente a la
mayor tasa de decaimiento de un evento intraplaca versus un evento interplaca.
Otro aspecto importante de mencionar, es que para el caso de los sismos de origen cortical
es poco preciso, por no decir, poco riguroso, presentar una curva de atenuación con un número
tan reducido de eventos de este tipo de fuente. La falta de rigurosidad, se agrava más aún al
presentar una ecuación de atenuación considerando sólo aquellos eventos con IMM mayor a V½,
ya que reduce drásticamente la pobre base de datos de eventos corticales reportados dentro de la
zona de estudio, por lo cual se deja explicito, que se presentan en este trabajo las ecuaciones o
curvas de atenuación sólo con fines de presentar el procedimiento a seguir, y de dar a conocer los
reportes de este tipo de fuente ocurridos entre las latitudes 30º a 37º L.S., sin establecer que la
ecuación determinada para eventos corticales sea la curva de atenuación definitiva para este tipo
de eventos.
Se concluye acerca de las posibles distorsiones entre el valor de intensidad reportado y el
teórico obtenido mediante las relaciones de atenuación, que éstas tal vez se reducirían al emplear
el ajuste de los datos a través de mínimos cuadrados ponderados, es decir, se sugiere para
procedimientos posteriores emplear los datos con “peso”, es decir, ponderar de manera más
importante o que “pese más” un sismo de mayor magnitud que uno de baja magnitud, mediante la
ponderación de la magnitud por coeficiente designado entre 0 y 1, dependiendo de la magnitud
del evento.
Se sugiere entonces, que en los próximos trabajos que continúen esta línea investigativa,
previamente se realice una única base de datos disponible, revisada y actualizada con los
85
parámetros sísmicos estudiados y reevaluados, en particular los valores de intensidad reportados,
además de plantear la necesidad de extender los procedimientos a todo el territorio nacional, en
particular para conocer el comportamiento de atenuación de los eventos de tipo cortical
cordillerano.
86
CAPÍTULO 5
5.1
EVALUACIÓN DEL PELIGRO SÍSMICO
ANTECEDENTES GENERALES
Antes de comenzar a evaluar y analizar los resultados obtenidos, se hace necesario
especificar términos que si bien es cierto se relacionan y vinculan, no apuntan a los mismos
conceptos y en muchas ocasiones se confunden y mal interpretan.
Con esto, se hace referencia a los términos de Peligro Sísmico y Riesgo Sísmico. El
primero, conocido también como Amenaza Sísmica, se define como la probabilidad de exceder
en un cierto valor, un determinado parámetro en un determinado lugar y para un cierto período de
tiempo. El segundo, en cambio, hace referencia a la probabilidad de excedencia de que en un
determinado sitio y durante un tiempo de exposición dado, las consecuencias económicas y
sociales producidas por un evento sísmico, excedan valores preestablecidos, como número de
víctimas, cuantías de daños y pérdidas económicas.
Generalmente se recurre a la siguiente relación para relacionar y comprender dichos
conceptos:
Riesgo = Peligro x Vulnerabilidad
Entendiéndose como vulnerabilidad, el grado de daño o pérdida a que está sujeta
determinada obra o cualquier elemento a causa de un sismo de una magnitud o intensidad dada,
se expresa también en una escala que varía desde 0 hasta 10, ningún daño a colapso total,
respectivamente. Según la ONU, la vulnerabilidad es estimada como la capacidad de respuesta de
las construcciones humanas a la activación de una amenaza y la exposición, alude a la población
medida en número de habitantes o de bienes por unidad de superficie, situados al interior de una
zona de peligro. Si un proceso potencialmente peligroso se activa se está en presencia de un
desastre o catástrofe natural, entendiéndose como tal, aquella situación en la que la vida de las
personas puede sucumbir masivamente, produciéndose una desorganización social que excede la
capacidad de reacción ordinaria de la comunidad social afectada, (Ayala-Carcedo, et al. 1988).
El peligro sísmico, se entenderá en este trabajo como la probabilidad de que en un lugar
determinado, ocurra al menos un movimiento sísmico de intensidad mayor o igual a un cierto
valor fijado, para un cierto periodo de interés. En general, se hace extensivo el término
intensidad a cualquier otro parámetro de un sismo, como por ejemplo, la magnitud, aceleración
máxima, el valor espectral de la velocidad, el valor espectral del desplazamiento del suelo, o
cualquiera otro de interés.
La intensidad sigue siendo la medida de severidad usada en los estudios relacionados con
la evaluación del peligro o amenaza sísmica (Romanoff et al. 1998) y por lo tanto contar con
datos de intensidad sigue siendo de mucha utilidad para la ingeniería sísmica.
En éste capítulo se determinarán las probabilidades de ocurrencia de un cierto valor de
intensidad y para un determinado período de interés, ya sean 10, 50, 100 ó 250 años. Estudiando
e interpretando las curvas de iso intensidades o isosistas generadas en los Mapa de Peligro
Sísmico obtenidos para la Región Metropolitana de Santiago.
87
Para convertir este aporte de los mapas de Peligro Sísmico a un trabajo más palpable y de
mayor difusión no sólo orientado a sismólogos o geofísicos nacionales, sino más bien de acogida
para todo usuario interesado o cualquier entidad dedicada a esta disciplina, se aplicarán y
evaluarán para ciertas ventanas de tiempo de interés dichas curvas de isosistas obtenidas, para
representar escenarios potenciales en la Región Metropolitana de Santiago.
Las isosistas se definen como líneas en un mapa que unen sitios que han experimentado
igual intensidad, o en su defecto, líneas que separan sitios de diferente grado de intensidad. Es
así, por ejemplo como cuando se analizan los reportes de un sismo, se observa como las isosistas
se distribuyen en forma cuasi concéntrica a partir de la zona epicentral, presentando curvas que se
expanden en sentido norte-sur, representando las intensidades menores a medida que las
localidades se alejan del área principalmente afectada, la cual reporta evidentemente la mayor
intensidad.
Estas curvas de igual intensidad para un mismo evento, permiten determinar, según la
escala del mapa, las áreas más afectadas contenidas en la región epicentral, permiten determinar
las localidades hasta donde se percibe el efecto del sismo, determinar el área encerrada por la
isosista III, la cual denota las zonas en donde comienza el daño estructural, y mucha más
información que se puede extraer de las curvas generadas con los datos de intensidades
registradas en la escala IMM( Intensidad de Mercalli Modificada), presentes en la base de datos
de este trabajo.
En el presente capítulo se obtienen estimaciones generales del peligro sísmico para Chile
Central las cuales permitirán determinar la amenaza sísmica considerando los tres tipos de
fuentes. Pudiendo estimar de mejor forma el peligro sísmico al considerar tipos de fuente sísmica
no incluidas en los trabajos previos.
5.2
METODOLOGÍA GENERAL
Para el cálculo del peligro sísmico, definido como la probabilidad de ocurrencia de al
menos un sismo que supere un cierto valor de intensidad y para un período de interés dado, se
recurre a la metodología desarrollada por Algermissen y Perkins en 1976, con la cual se podrá
determinar probabilidades de superar ciertos valores de intensidad para períodos de vida útil de
interés como por ejemplo, 10, 50, 100 ó 250 años, en la Región Metropolitana de Santiago.
5.2.1. METODOLOGÍA ALGERMISSEN Y PERKINS
La metodología que será empleada en este trabajo para la evaluación de la amenaza
sísmica es la de Algermissen & Perkins (1976), al igual que como se empleó en el trabajo
predecesor a éste en la línea de amenaza sísmica en la Región Metropolitana, desarrollado por
Romanoff en 1998. A diferencia del trabajo original de 1976, éste se realizará en base a las
probabilidades de ocurrencia de intensidades y no de aceleraciones máximas (P.G.A).
El procedimiento consiste básicamente en la definición de las fuentes sismogénicas,
recurriendo para ello a las relaciones de Gutenberg- Richter obtenidas en el Capítulo Nº 3 de este
trabajo, para luego calcular su efecto, en conjunto y de forma individual, sobre una malla de
puntos que cubren la Región Metropolitana de Santiago, definidos mediante sus coordenadas
88
localizadas en el centro de cada celda de la grilla establecida. Para calcular el efecto de cada
punto representativo del modelo de las fuentes sobre cada punto de la región de estudio, se
utilizan las fórmulas de atenuación de intensidades en función de la magnitud Ms y la distancia
hipocentral obtenidas en el capítulo Nº 4 de este trabajo, correspondientes a las ecuaciones 4.8,
4.9 y 4.10.
Luego se debe incorporar el cálculo probabilístico, mediante la distribución acumulativa
de la intensidad máxima, empleando la Fórmula de Poisson, modelo de distribución que supone
una independencia temporal y espacial entre los eventos sísmicos.
En esencia, la metodología de Algermissen & Perkins se basa en lo siguiente:
Para cada rectángulo unitario que define la región de interés, en este caso la Región
Metropolitana de Santiago, el programa calcula el número esperado de ocurrencias en rangos de
intensidad (∆ =0.2 IMM), para los terremotos distribuidos por los elementos de la respectiva
fuente modelada analíticamente. El resultado final es, para cada rectángulo unitario, la
distribución del número esperado de ocurrencias como función de la intensidad.
La función de distribución de probabilidad condicional acumulativa puede ser calculada
como se presenta en la ecuación 5.1.
F (Io ) = P[I ≤ Io | M ≥ M min = 4.5]
(Ec. 5.1)
Que corresponde a la probabilidad de que la intensidad I sea menor o igual que el valor
Io, dado el caso que ocurra un terremoto de magnitud M, mayor que cierta magnitud mínima
considerada como Ms =4.5, y máxima igual a la magnitud máxima esperada considerada para
cada fuente.
El cálculo para cada intensidad de interés a se realiza por:
F (Io ) =
# de ocurrencias con I ≤ Io, M ≥ M min
# total de ocurrencias con M ≥ M min
(Ec. 5.2)
El número de ocurrencias de una intensidad inferior o igual a Io en una localidad
cualquiera, viene dado por la sumatoria de todas las frecuencias asociadas a su respectiva
intensidad I, la cual cumple con I ≤ Io.
En pocas palabras, esta metodología cuenta todos los eventos dentro de una determinada
grilla que son capaces de exceder un cierto umbral de intensidad. Luego, determina la
probabilidad de sobrepasar este umbral dividiendo el número de éxitos por el número total de
eventos que las fuentes consideradas son capaces de generar.
Se hace entonces, en cada coordenada de interés dentro de la Región Metropolitana de
Santiago, aproximadamente entre los 33º y 34º L.S, una tabla con valores de io y F(Io),
incrementando la Intensidad en 0.2 grados. Para luego definir en cada sitio, la distribución
acumulativa de Intensidades Máximas Fmax (Io) de la ecuación 5.5.
89
El período de retorno se define por como se presenta en la siguiente expresión, Ec. 5.3,
que es análoga a la Ec. 5.9 que se presenta posteriormente:
R(Io ) =
1
1 − F (Io )
(Ec.5.3)
Siendo R(Io) el número medio de eventos que producen una intensidad I ≥ Io. El período
de retorno en años está dado por:
R y (Io ) =
R(Io )
# esperado de eventos con M ≥ M min
(Ec. 5.4)
Se define la distribución acumulativa de intensidades máximas como Fmax (Io):
Fmax (Io) = P(I max ≤ Io)
(Ec. 5.5)
Considerando que las intensidades de los eventos siguen una distribución de Poisson, es
decir, que los sismos son independientes entre sí, se tiene que la ecuación anterior equivale a:
Fmax = exp( −φ ⋅ t ⋅ ( 1 − F(Io)))
(Ec. 5.6)
Siendo:
Φ = tasa o frecuencia media de ocurrencia de sismos con Ms ≥ 4.5, por
unidad de tiempo (año). Dada a través de la evaluación de las relaciones de
G- R definidas previamente.
t = intervalo de tiempo, en años, que contempla el estudio de evaluación
del P.S.
La ecuación previa a la evaluación del P.S. corresponde a la que entrega la probabilidad
P (Io,t) de ocurrencia de al menos un sismo que provoque una Intensidad ≥ Io, en un período de
tiempo t, denominado vida útil. Esto se define como sigue en la ecuación 5.7.
P(Io,t) = 1 − exp( −φ ⋅ t ⋅ ( 1 − F(Io)))
(Ec. 5.7)
Pero la ecuación que realmente expresa la definición de peligro o amenaza sísmica, es la
que se refiere a la intensidad Io, para la cual la probabilidad de ocurrencia de que al menos un
evento produzca un valor de intensidad mayor o igual que Io, en un cierto período de tiempo,
para una determinada zona en estudio, sea igual a un porcentaje de probabilidad de interés, ya
sea un 5%, o un 10%. Para ello se recurre a la ecuación Nº 5.8.
P.S (sitio) = Io, tal que P (Io, t) = 0.10, para 10 y 50 años.
P.S (sitio) = Io, tal que P (Io, t) = 0.05, para 100 y 250 años.
(Ec. 5.8)
El valor de Io que cumpla con la condición de la Ec. 5.8 será determinado, cuando sea
necesario, mediante interpolación de los valores contiguos de intensidad obtenidos.
90
La etapa final de este trabajo, y en particular de este capítulo, consiste en la confección de
un mapa de peligro sísmico para la Región Metropolitana de Santiago, mediante un trazado de
isosistas, a partir de los valores de IMM que cumplan con la ecuación 5.8, en un determinado
sitio.
Es importante mencionar, que el set de mapas se entregarán para la región contemplada
entre los paralelos 33º y 34º L.S y los 69.5º y 72º L.W, indicado el período de vida útil para el
cual se analizó dicho cálculo de P.S., indicando por separado el efecto conjunto de las fuentes
sismogénicas, y luego el efecto individual de las tres fuentes sobre el área de interés. Lo anterior
con el objeto de comparar y concluir acerca del eventual predominio de una determinada fuente.
5.2.2. DEFINICIÓN AREA DE ESTUDIO
Se define como origen del sistema de coordenadas la intersección de los 30º de latitud sur
con los 73º de longitud oeste. Con el objeto de encasillar el área de estudio que abarca este
trabajo y analizar el efecto de las fuentes sismogénicas sobre una malla de puntos que representen
la Región Metropolitana de Santiago, se hacen los siguientes supuestos:
i) Área de interés para el cálculo del peligro sísmico, de los 33º a 34º L.S. y los 69,5º
a 72º L.W. Ver figura Nº 5.1.
j) Promediando los valores de 1º de longitud que se obtienen a partir de expresar las
coordenadas de las latitudes contempladas en este trabajo (30º a 37º S.) en
distancias transformadas a Km., resulta lo siguiente:
k) 1º longitud = 111.18 x cos (latitud º) = 92.71 [Km].
l) 1º latitud = 111.18 [Km].
El área de estudio abarcada en este trabajo, se dividió en una grilla de puntos, cuyos
límites, a partir del origen del sistema de coordenadas definido anteriormente, son los siguientes:
5
6
Eje Y abarca desde 333,54 Km. (33º L.S) hasta 444,72 Km. (34º L.S).
Eje X abarca desde 92,71 Km. (72º L.W) hasta 324,49 Km. (69.5º L.W).
Considerando que los puntos de la malla que representan la zona de estudio, en particular
que contienen a la Región Metropolitana de Santiago, son equidistantes entre si, espaciados cada
25 Km., se tienen 10 x 5 sitios los que componen el reticulado de la malla, ver figura Nº 5.1, para
los cuales se analizará el efecto conjunto y por separado de las fuentes sismogénicas que se
definirán a continuación.
Es decir, para cada punto ubicado en el centro de cada celda de la grilla de la Figura Nº
5.1, los cuales se suponen ubicados en la superficie de la Tierra (la cual por hipótesis se
considerará plana), se calculará el efecto individual y luego conjunto de cada sitio que compone
la determinada fuente sismogénica (compuesto por sub fuentes puntuales, que poseen latitud,
longitud y profundidad, como se muestran en el Anexo B.1, B.2 y B.3 para cada fuente
respectivamente). Empleando las ecuaciones que se presentan a continuación con el objeto de
obtener el valor de la intensidad en cada sitio de la región de estudio, a partir de las ecuaciones de
atenuación determinadas en el capítulo Nº 4 de este trabajo, es decir, las ecuaciones 4.8, 4.9 y
4.10, evaluadas para el rango de magnitudes Ms según corresponda a cada fuente, con un delta de
∆Ms = 0.5. De este modo, se tiene para cada sitio de la figura 5.1, las intensidades que se
91
alcanzarían, producto de sismos ocurridos en cada punto ubicado en el centro de las celdas, que
componen las mallas que modelan las fuentes sismogénicas definidas.
r = R 2 + Z fij [Km]
(Ec. 5.9)
R = (( X cij − Xfij ) 2 + (Ycij − Y fij ) 2 [Km]
(Ec. 5.10)
2
Siendo:
R
= Distancia epicentral, en Km..
r
= Distancia Hipocentral, en Km..
Zfij
= Profundidad focal del punto perteneciente a una determinada
fuente, en Km..
Xcij, Ycij = Coordenadas del punto ubicado en el centro de cada celda de
la malla que define la zona de estudio, en Km..
Xfij, Yfij = Coordenadas del punto ubicado en el centro de cada celda de
la malla que define las fuentes sismogénicas modeladas analíticamente, en
Km.
Para cada uno de los 40 puntos ubicados en el centro de cada celda de la malla que define
la zona de interés, se obtuvieron valores de intensidades desde IMM III a XII, incrementadas en
∆IMM =0.2, haciendo un recuento del número de ocurrencias con I(r, Ms) menor o igual que un
cierto valor de Io, y calculando la distribución acumulativa de intensidades F(Io), por efecto
conjunto de las tres fuentes y luego por influencia individual de cada fuente.
92
Figura Nº 5.1: Disposición de la Malla que representa la zona de cálculo de Peligro Sísmico.
Compuesta por 40 puntos localizados en el centro de cada celda.
5.2.3 DEFINICION FUENTES SISMOGÉNICAS
Para la definición de las fuentes simogénicas, se debe considerar que éstas se pueden
representar como volúmenes que poseen largo, ancho, orientación e inclinación con respecto a la
superficie de la Tierra, la cual sólo para simplificar los cálculos se considerará plana, como se
mencionó anteriormente.
Para efectos prácticos de un estudio de Peligro Sísmico, se define como fuente
sismogénica, aquella línea, zona o volumen geográfico que tenga similitudes geológicas,
geofísicas y sísmicas, tales que se pueda considerar que posee un potencial sísmico homogéneo
en toda la fuente, es decir, en las que el proceso de generación y recurrencia de sismos, sea
espacial y temporalmente homogénea.
La definición y demarcación de las fuentes simogenéticas o sismogénicas, suele ser un
proceso bastante subjetivo, sin embargo, es de gran importancia para estudios cuantitativos de
peligro sísmico que se efectúen en base a ellas.
Para caracterizar una fuente, al menos se deben considerar las siguientes particularidades,
como la magnitud máxima probable y la relacion frecuencia – magnitud, aspectos que ya han
sido definidos en el capítulo Nº 3 de este trabajo.
93
5.2.3.1
FUENTE INTERPLACA
Con respecto a la fuente sismogénica del tipo interplaca o thrust, se modeló como una
superficie de orientación dada por la geometría que presenta la fosa a lo largo de las coordenadas
de estudio.
La superficie de modelamiento analítico de esta fuente, se inicia en la fosa (región costera
de Chile Central, donde comienza el margen de convergencia de la placa oceánica de Nazca bajo
la placa Sudamericana) a una profundidad distribuida según la sismicidad, comprendida entre los
0 hasta los 50 Km, según referencia Belmonte - Pool, et al. 1997.
Para determinar la orientación de esta superficie de modelación, se recurre a suponer que
ésta se encuentra definida por la pendiente máxima que presenta la geometría de la fosa en las
latitudes de estudio, la cual presenta un quiebre en el tramo frente a Santiago, por lo cual es
incorrecto suponer que un plano con orientación norte-sur, representa a los sismos ocurridos en el
contacto subductivo.
Para comprender el procedimiento de definición de esta fuente sismogénica, se recurre a
identificar la geometría de la fosa entre las latitudes consideradas, para ello se presenta el azimut
obtenido, calculado como se muestra en la figura Nº 5.2., que corresponde a 15º con respecto al
norte.
Geometría de
la fosa
N
15º
Figura Nº 5.2: Geometría de la fosa, y azimut de la subducción en estas latitudes.
La región sismogénica que representa la fuente tipo thrust, se extiende desde las
longitudes que bordean el limite de la fosa chileno-Peruana, hasta los 71º L.W, y abarca desde los
30º a 37º latitud sur, es decir desde el kilómetro 0 hasta los 778.26 Km.
94
Considerando estos antecedentes, el plano que representa a la fuente costera interplaca
posee una inclinación de 13,77 º con respecto al plano X-Y (considerando superficie de la Tierra
plana).
5.2.3.2
FUENTE INTRAPLACA DE PROFUNDIDAD INTERMEDIA
Se considera que la fuente sismogénica correspondiente al interior del valle central, se
inicia a continuación de la fuente costera, alrededor de los 71,5º L.W. hasta aproximadamente los
69º L.W, es decir, desde aproximadamente los 140 hasta los 371 Km. En cuanto a latitud se
extenderá a lo largo de toda la zona de estudio, es decir, desde los 30º a 37º L.S, abarcando desde
el kilómetro 0 hasta los 778.26 Km., en relación al origen del sistema de referencia inicialmente
impuesto.
La superficie inclinada que modela esta segunda fuente, bisecta la “nube de puntos” dada
por la sismicidad característica de esta fuente. Pasando por el medio de los eventos generados por
esta fuentes sismogénica, cuando se visualiza un perfil tipo de esta fuente a una latitud dada, el
plano representativo abarca profundidades entre los 50 y casi 200 Km. de profundidad focal.
Para representar esta fuente sismogénica, se debe tener en cuenta que en el segmento
norte, entre los 27º y 33º llamado segmento de subducción subhorizontal, la zona de contacto
Wadati- Benioff desciende bajo el continente con una pendiente media de 25º E hasta
aproximadamente los 60 Km. de profundidad. Bajo esta profundidad va decreciendo su pendiente
hasta casi 0º a los 100 Km. de profundidad y sigue una trayectoria casi subhorizontal por más de
300 Km. desde donde continua su descenso en el manto con una pendiente media cercana a los
25º E. (Pardo, et al. 2000). Mientras que en el segmento sur, entre los 33º y 37º S, la zona
Wadati-Benioff mantea unos 30º hacia el Este, aumentando progresivamente su inclinación con
la profundidad.
De acuerdo a estos antecedentes geomorfológicos, es que se deben hacer dos planos con
inclinación distinta, el primero de ellos desde los 30º a los 32.5º S con una pendiente con respecto
a la superficie de la Tierra igual a 15º E, que abarque desde los 50 Km. hasta los 100 Km. de
profundidad. Mientras que el segundo tramo de este plano representativo de la fuente intraplaca,
a continuación del segmento anterior, tendrá una mayor inclinación correspondiente a 31.5º E y
se extenderá hasta más allá de los 200 Km. de profundidad, comenzando en los 32.5º y
extendiéndose a los 37º S. Es decir, cuando se observen perfiles de esta fuente al sur de los 32.5º
habrá una pendiente mayor que al norte de esta latitud.
5.2.3.3.
FUENTE CORTICAL CORDILLERANA
Se considera que la fuente sismogénica correspondiente al sector cordillerano frente al
valle central, se sitúa entre los meridianos 70.5º hasta aproximadamente 69º L.W, y en cuanto a
latitud se extenderá a lo largo de toda la zona en donde existan eventos de este tipo de fuente
dado por la sismicidad, es decir, desde los 30º a 35º L.S. A lo largo de este rango de latitudes, no
se presentará una distribución homogénea de eventos, como se aprecia en las otras dos fuentes.
Los sismos propios de esta fuente sismogénica, se encuentran en un plano sub horizontal,
por lo que el plano característico de esta fuente cortical, no posee inclinación con respecto a la
superficie de la Tierra. Se considera una profundidad focal promedio representativa de estos
95
sismos corticales, equivalente a aproximadamente 10 Km.
Luego el plano representativo de la fuente sismogénica cordillerana superficial, queda
definido por:
5 Eje X desde 231,78 Km. (70.5º L.W) hasta 370,84 Km. (69º L.W).
6 Eje Y desde 0 Km. (30º L.S) hasta 555,90 Km. (35º L.S).
7 Eje Z igual a 10 Km. de profundidad.
La separación de los puntos de las mallas dadas por los planos representativos de cada
fuente sismogénica, se estima considerando el largo de ruptura causado por un sismo de magnitud
Ms = 5.0, a través de las siguientes ecuaciones:
Mo = µ ⋅ S ⋅ u
(Ec. 5.9)
Donde,
Mo = Momento Sísmico.
µ = Modulo de Rigidez, corresponde a 3x1011 [cgs]
S = Área de ruptura [Km.2], corresponde a w x L.
w = Ancho de ruptura [Km.]
< u > = Deslizamiento promedio [Km.], corresponde a 10-5 x L
L = largo de ruptura [Km.]. Se asume la relacion L = 2 x w.
Además, se recurre a la ecuación de magnitud - momento (Mo), Kanamori, et al. 1977:
Log(Mo) = 1.5 ⋅ Ms +16.1
(Ec. 5.10)
Evaluando las ecuaciones Nº 5.9 y 5.10, comenzando con Ms = 5.0, se obtiene para las
tres fuentes un largo de ruptura cercano a los 30 Km., pero por convención empleada en trabajos
anteriores se empleará un reticulado en cada malla representativa de las fuentes sismogénicas de
un área de 20 x 20 Km., lo que será expresado en términos de grados de longitud y latitud.
En conclusión, se tiene para cada fuente sismogénica el siguiente reticulado que la define
que se presenta en la tabla Nº 5.1, lo cual se complementa con las figura B.1, B.2 y B.3 del
Anexo B.
Tabla Nº 5.1 Reticulado de las Fuentes Modeladas
Tipo Fuente
Área celda
Nº de sitios
2
Interplaca Thrust
20 x 20 [km ]
343
2
Intraplaca de Profundidad Intermedia 20 x 20 [km ]
336
2
Cortical Cordillerana
20 x 20 [km ]
182
Debido a que los sismos pueden provenir de cualquier punto de la fuente, deben
considerarse las distancias más cortas al sitio, medidas desde todos los puntos dentro de cada una
de las fuentes. En la práctica, y como quedó definido en el párrafo anterior, cada fuente se
subdivide en subfuentes menores (puntuales), donde las distancias al sitio se miden desde el
centro de dichas subfuentes. Las intensidades en el sitio para cada sismo de cada una de las
96
subfuentes puntuales, se calculan mediante las relaciones de atenuación correspondientes. El
resultado es un set de intensidades provenientes de sismos de distintas magnitudes, ubicados en
diferentes sectores de las fuentes sismogénicas modeladas, con diferentes probabilidades de
ocurrencia. Este set se integra, en una sola curva que muestra la probabilidad de excedencia de
distintas intensidades en el sitio por unidad de tiempo, que es lo que se visualiza posteriormente
en los mapas de amenaza sísmica.
5.2.4
PROGRAMA DE CÁLCULO DE PELIGRO SISMICO
Los trabajos anteriores desarrollados para el cálculo y evaluación del Peligro Sísmico han
empleado el programa computacional RISK elaborado por Mc Guire en 1976. Este programa se
basa en la metodología de Cornell, la cual integra información sismotectónica, parámetros
sismológicos y leyes de atenuación, para los diferentes mecanismos de ruptura. El resultado es
una curva de peligro sísmico, donde se relaciona la intensidad y su probabilidad anual de
excedencia.
En el presente estudio de peligro sísmico, el nivel de excedencia (RISKt) y probabilidad
extrema se definen como la probabilidad que, en un tiempo determinado (tiempo de vida útil o de
exposición) ocurra un sismo de intensidad igual o mayor a una intensidad dada. El nivel de
excedencia se expresa de la manera siguiente:
RISKt = 1 − exp(
−t
)
Ry(a)
(Ec. 5.11)
Donde:
t : tiempo de vida útil, ya sean 10, 50, 100 ó 250 años.
Ry(a): período de retorno promedio en años de un sismo de intensidad > a.
El nivel de confidencia se expresa como:
Nivel de confiabilidad = 1 – RISKt
(Ec. 5.12)
Los movimientos de diseño que el ingeniero debe seleccionar están asociados a un nivel
de excedencia suficientemente pequeño durante la vida útil de la edificación. La selección de los
movimientos sísmicos depende del tipo de obra.
En este trabajo, para la determinación del Peligro Sísmico en la Región Metropolitana de
Santiago, y la posterior generación de los Mapas de Peligro Sísmico, se ha desarrollado un
programa computacional, basado en la Metodología de Algermissen y Perkins, que calcula el
efecto conjunto de las fuentes sismogénicas sobre un punto de la zona de estudio, y luego el
efecto individual de cada fuente sismogénica sobre dicha coordenada, para luego comparar y
concluir la predominancia de una fuente sobre el área integrada, dependiendo del período y de la
probabilidad de excedencia considerada.
En relación a los períodos que se estudiarán, éstos corresponden a los años de vida útil de
interés como son los 10, 50, 100 y 250 años, que se relacionan a través de la probabilidad de
97
ocurrencia de un evento, con el período de retorno de dicho evento, generado por una
determinada fuente sismogénica en un determinado lugar.
El programa desarrollado y creado para la determinación del peligro sísmico en la Región
Metropolitana de Santiago, denominado CalPelSis, tiene las siguientes características:
a) Requiere como input los siguientes antecedentes:
Las coordenadas de la localidad donde se quiere evaluar el Peligro Sísmico (lat [º],
long [º]). Corresponden al centro de cada celda de la malla que define la zona de estudio.
Tipo de parámetro sísmico a atenuar, en este caso la intensidad.
Período de vida útil que se quiera analizar, 10, 50, 100 y/ó 250 años.
El archivo con las 3 fuentes sismogénicas modeladas analíticamente, definidas
como se describió anteriormente.
b) Arroja como output los siguientes datos:
1. Columna 1: Corresponde a la Intensidad de 1 a 10 en IMM, con un delta de 0.2
grados, obtenida en el período analizado, para una cierta localidad de la Región
Metropolitana de Santiago, y según efecto de la(s) fuente(s) sismogénica(s).
2. Columna 2: Corresponde a la probabilidad de ocurrencia de dicho valor de IMM, en
la localidad analizada, y por efecto de la(s) fuente(s) sismogénica(s) considerada(s).
c) La base de datos con la que opera, es la siguiente:
Latitud y longitud de las coordenadas dadas por los puntos que caracterizan las
1.
fuentes sismogénicas.
Coeficiente a y b de la relación de Gutenberg- Richter obtenidas para cada fuente,
2.
en el capítulo Nº 3 de este trabajo. El coeficiente a se entrega normalizado por unidad de área,
es decir, el numero de veces (s) que el área de una celda está contenida en el área total del
plano de la fuente, numero que se presenta en la tabla Nº 5.1. Este coeficiente se calcula como
la diferencia entre el coeficiente a (obtenido de la normalización temporal, de cada ecuación
de G-R obtenida en el capítulo Nº 3 del presente trabajo) y el logaritmo de s.
Magnitud mínima y máxima considerada para cada fuente, se estableció la
3.
magnitud mínima igual a Ms = 4.5 y la máxima dependiendo de la fuente sismogénica, es
decir, para la fuente Interplaca, corresponde a Ms = 8.5; para los eventos Intraplaca, Ms =
8.0; y para los corticales, Ms = 7.0.
Las relaciones de atenuación de la intensidad, determinada en el capítulo Nº 4 de
4.
este trabajo, para cada fuente sismogénica, correspondiente a las ecuaciones 4.8, 4.9 y 4.10.
Para visualizar el funcionamiento del programa desarrollado, a continuación se muestran
algunas de sus etapas, lo cual se presenta en las figuras Nº 5.3 y 5.4.
98
Figura Nº 5.3: Programa de cálculo de Peligro Sísmico en la Región Metropolitana de Santiago.
Se indica el input y la base de datos requerida por el programa.
Dependiendo del período de vida útil analizado, interesa un cierto porcentaje de
probabilidad de ocurrencia de la intensidad, es así como por ejemplo, históricamente se ha
considerado representativo lo siguiente:
Para 10 años de período, interesa determinar la intensidad alcanzada con un 10 %
de probabilidad, en un cierto lugar. Período de retorno de 95 años.
Para 50 años de período, interesa determinar la intensidad alcanzada con un 10 %
de probabilidad, en un cierto lugar. Período de retorno de 475 años.
Para 100 años de período, interesa determinar la intensidad alcanzada con un 5 %
de probabilidad, en un cierto lugar. Período de retorno de 1.950 años.
Para 250 años de período, interesa determinar la intensidad alcanzada con un 5 %
de probabilidad, en un cierto lugar.
De acuerdo a los períodos de retorno obtenidos para cada período de vida útil analizado,
se presentarán los mapas de Peligro Sísmico sólo para 10 y 50 años, pues son los años que
entregan períodos de retorno de interés e importancia ingeneril. Cumpliendo así con el objetivo
de que los mapas sean una herramienta concreta, a la cual se recurra al momento de diseñar y /o
emplazar obras de ingeniería en la Región Metropolitana, entregando una evaluación del peligro
sísmico cuando el proyecto así lo requiera.
99
Ejemplo de
Período de vida
útil de 250 años
Probabilidad de 5% de
que en 250 años
ocurra un evento de
IMM igual a la
interpolación de
ambos valores, por
efecto conjunto de las
3 fuentes, en la
coordenada (-33º, 69º)
Figura Nº 5.4: Ejemplo de aplicación del programa de cálculo de Peligro Sísmico en una zona
de la Región Metropolitana de Santiago.
5.3
CURVAS DE PROBABILIDAD DE OCURRENCIA DE INTENSIDAD
Para evaluar la incidencia de algunos factores empleados en el programa desarrollado, y
concluir acerca de cuán sensible es el resultado de la probabilidad de ocurrencia de un cierto
valor de intensidad frente al cambio de estos factores, se analizó un mismo escenario de evento a
través de las curvas de probabilidad de ocurrencia versus intensidad. Por ejemplo se realizaron los
mismos cálculos pero variando en el input del programa, las Ms limites consideradas, variando el
valor a Ms igual a 4.0, y modificando el valor de Ms máxima de la fuente cortical; con lo cual se
concluye que las variaciones en el valor de las magnitudes mínimas y máximas consideradas, no
genera un cambio notable en el peligro sísmico estimado en un punto.
Sin embargo, cuando se alteran los coeficientes de la ley de G-R, lo cual se hizo
modificando el valor de a, al considerar un numero de sitios (s) distintos a los presentados en la
tabla Nº 5.1, la curva resultante está por debajo de las curvas arrojadas con los coeficientes de la
relaciones G-R definitivas, lo que indica mayor sensibilidad frente a cambios que afectan las
curvas que se relacionan con la sismicidad y características de las fuentes establecidas.
100
Al analizar los valores del peligro sísmico obtenido para un punto cualquiera ubicado en
el centro de la Región Metropolitana, en particular en la Cuenca de Santiago, se obtiene que la
fuente interplaca domina por sobre las otras dos fuentes sismogénicas, siendo coincidente con el
efecto conjunto de las 3 fuentes sobre dicha coordenada. Le siguen en influencia la fuente
cortical, seguida de cerca por la fuente intraplaca, esta predominancia se mantiene para períodos
de vida útil de 10 y 50 años. Las curvas de probabilidad de ocurrencia se presentan en los
siguientes gráficos Nº 5.1 y 5.2.
Grafico Nº 5.1: Curva de probabilidad de ocurrencia para 10 años, coordenada (-33.35; -70.60).
Curvas de probabilidad de ocurrencia de IMM, para 10
años de vida util
1,0E+00
9,0E-01
Probabilidad [%]
8,0E-01
7,0E-01
6,0E-01
5,0E-01
4,0E-01
3,0E-01
2,0E-01
1,0E-01
0,0E+00
1
2
3
4
5
6
7
8
9
Intensidad [IMM]
Conjunto
Interplaca
101
Intraplaca
Cortical
10
Grafico Nº 5.2: Curva de probabilidad de ocurrencia para 50 años, coordenada (-33.35; -70.60).
Curvas de probabilidad de ocurrencia de IMM, para 50
años de vida util
1,0E+00
9,0E-01
Probabilidad [%]
8,0E-01
7,0E-01
6,0E-01
5,0E-01
4,0E-01
3,0E-01
2,0E-01
1,0E-01
0,0E+00
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
Intensidad [IMM]
Conjunto
Interplaca
Intraplaca
Cortical
Al analizar un punto localizado en la costa de la zona de estudio, con coordenadas 33,35º S y - 72º W, se observa la total influencia de la fuente interplaca en el cálculo del peligro
sísmico, es decir, el aporte de este tipo de eventos es el de mayor influencia para el sector
poniente de la Región Metropolitana de Santiago. Esto se concluye al observar la coincidencia de
las curvas de efecto conjunto y la de influencia individual de la fuente tipo thrust.
Al observar los gráficos Nº 5.3 y 5.4., se concluye la absoluta importancia de la fuente
tipo thrust para las localidades ubicadas al oeste de la Cuenca de Santiago, siendo coincidente el
efecto de esta fuente con la acción de las 3 fuentes conjuntas. Separadas por más de dos puntos de
intensidad correspondiente a la probabilidad del 10% de ocurrencia, se encuentra el aporte de las
fuentes intraplaca y cercana a ésta, la influencia de la fuente cortical.
102
Grafico Nº 5.3: Curva de probabilidad de ocurrencia para 10 años, coordenada (-33.35; -72).
Curvas de probabilidad de ocurrencia de IMM, para 10
años de vida util
1,0E+00
9,0E-01
Probabilidad [%]
8,0E-01
7,0E-01
6,0E-01
5,0E-01
4,0E-01
3,0E-01
2,0E-01
1,0E-01
0,0E+00
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
Intensidad [IMM]
Conjunto
Interplaca
Intraplaca
Cortical
Grafico Nº 5.4: Curva de probabilidad de ocurrencia para 50 años, coordenada (-33.35; -72).
Curvas de probabilidad de ocurrencia de IMM, para 50
años de vida util
1,0E+00
9,0E-01
Probabilidad [%]
8,0E-01
7,0E-01
6,0E-01
5,0E-01
4,0E-01
3,0E-01
2,0E-01
1,0E-01
0,0E+00
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
Intensidad [IMM]
Conjunto
Interplaca
Intraplaca
Cortical
El cálculo del peligro sísmico para localidades próximas al sector cordillerano, arroja la
predominancia del efecto ocasionado por la fuente sismogénica cortical, siendo la más próxima a
la curva generada por el efecto conjunto de las 3 fuentes. En segundo lugar de influencia para
localidades ubicadas al este de los 70º W, se encuentra la fuente interplaca, y separada de esta
curva por aproximadamente dos puntos de IMM, se encuentra la acción de la fuente sismogénica
de tipo intraplaca de profundidad intermedia.
103
Lo anteriormente descrito, se observa en el siguiente par de gráficos, Nº 5.5 y 5.6,
correspondiente a las curvas obtenidas para un punto de coordenadas (-33.35; -69.6).
Grafico Nº 5.5: Curva de probabilidad de ocurrencia para 10 años, coordenada (-33.35; -69.6).
Curvas de probabilidad de ocurrencia de IMM, para 10
años de vida util
1,0E+00
9,0E-01
Probabilidad [%]
8,0E-01
7,0E-01
6,0E-01
5,0E-01
4,0E-01
3,0E-01
2,0E-01
1,0E-01
0,0E+00
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
Intensidad [IMM]
Conjunto
Interplaca
Intraplaca
Cortical
Grafico Nº 5.6: Curva de probabilidad de ocurrencia para 50 años, coordenada (-33.35; -69.6).
Curvas de probabilidad de ocurrencia de IMM, para 50
años de vida util
1,0E+00
9,0E-01
Probabilidad [%]
8,0E-01
7,0E-01
6,0E-01
5,0E-01
4,0E-01
3,0E-01
2,0E-01
1,0E-01
0,0E+00
1
2
3
4
5
6
7
8
9
Intensidad [IMM]
Conjunto
Interplaca
Intraplaca
104
Cortical
10
5.4
CONCLUSIONES
Los resultados obtenidos en este trabajo de memoria no son definitivos, pues se irán
completando y perfeccionando a medida que avancen las investigaciones que apuntan a mejorar
la estimación del peligro sísmico, y en la medida que sucedan eventos que permitan reportar
nuevos antecedentes y obtener renovadas conclusiones, además de permitir ampliar la base de
datos por ejemplo en el caso de eventos del tipo cortical.
En este sentido, Chile, y en particular la Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas de la
Universidad de Chile, cuenta con un equipo multidisciplinario de profesionales como geofísicos,
geólogos, ingenieros civiles estructurales, y por supuesto sismólogos, los cuales
permanentemente investigan temas como la Regionalización Sísmica, estudios de nuevas fallas
tectónicamente activas, efectos de amplificación del suelo, análisis de la vulnerabilidad y de la
amenaza sísmica presente en nuestro territorio, analizándola desde distintos puntos de vista, pero
con el único objetivo de hacer de Chile un país preparado instrumental y socialmente, para
enfrentar las continuas solicitaciones sísmicas, desde el punto de vista estructural y de la
población, respectivamente.
Para un 10 % de probabilidad de que ocurra al menos un evento con una intensidad mayor
o igual a la correspondiente al valor de IMM dado por la intersección de la curva de efecto
conjunto de las fuentes con la recta del porcentaje de probabilidad, el valor obtenido se ve
incrementado a medida que aumenta el período de vida útil considerado.
Lo anterior, se explica debido a que a medida que aumentan los años considerados, se
incrementa la probabilidad de que una determinada fuente produzca un evento de magnitud igual
a la máxima esperada, lo que se traduce también en un alto valor de intensidad provocada por un
sismo, pues el análisis para un determinado período de vida útil se acerca al período de retorno de
ocurrencia de un sismo histórico, dependiendo de la fuente generadora.
El efecto observado para diversos sitios dentro de la Región Metropolitana de Santiago,
no siempre concuerda con el hecho de que una localidad esté influenciada en forma
preponderante por la fuente a la que se encuentre más próxima, ya que se aprecia una escasa
influencia de la fuente sismogénica intraplaca de profundidad intermedia en el cálculo del peligro
sísmico para puntos localizados en el centro de la Región Metropolitana de Santiago,
específicamente bajo el valle central.
A través de las curvas de probabilidad se observa que para un mismo período de vida útil
analizado, existe un decaimiento en el valor de la intensidad obtenida con un cierto porcentaje de
probabilidad de ocurrencia, a medida que avanzo hacia el este de la Cuenca.
Se debe mencionar que las curvas de probabilidad de excedencia de intensidad, se generan
para una coordenada en particular, y que por razones comparativas se presentan para los 4
períodos de vida útil analizado. Sin embargo, el resultado de la metodología antes descrita,
tangible a través de los mapas de peligro sísmico, representan las isosistas de toda el área
metropolitana, pues el programa permite generar una integración y cobertura total del área, a
partir de probabilidades acumulativas obtenidas para algunas localidades.
En cuanto a la definición de las fuentes sismogénicas, se debe concluir que su
modelamiento repercute directamente en la evaluación del peligro sísmico, observándose que las
105
variaciones que se presentan en el valor de las intensidades obtenidas para un mismo porcentaje
de probabilidad, son mínimas, pero sí se observan en algunos casos traslapos en las curvas de
probabilidad, que manifiestan cambios en la influencia de las fuentes sobre la localidad analizada.
En el caso de la fuente sismogénica tipo intraplaca de profundidad intermedia, se hizo el
cálculo según dos modelos analíticos, con el objeto de comparar y evaluar las diferencias
obtenidas mediante ambos casos.
En el primer caso la fuente intraplaca se modeló con una sola pendiente de inclinación,
desde los 50 Km. hasta aproximadamente los 200 Km. de profundidad, con una pendiente
promedio de 25º E. Con esta representación se obtiene una predominancia de esta fuente para
puntos localizados en el centro de la Región Metropolitana de Santiago, en segundo lugar la
fuente interplaca y en tercer lugar la fuente cortical, como se muestra en el grafico Nº 5.7.
Para una coordenada al oriente de la Cuenca, se observa predominio de la fuente cortical,
en segundo lugar la fuente intraplaca y por último de la interplaca. Y para el caso de las curvas de
probabilidad de ocurrencia realizadas para un punto ubicado en la costa se observa mayor
influencia de la fuente interplaca thrust, al igual que en el grafico Nº 5.3 y 5.4, en segundo lugar
la fuente intraplaca y en tercer lugar de predominancia la fuente cortical cordillerana. Lo
anteriormente descrito, se presenta en los gráficos Nº 5.8 y 5.9, correspondiente a curvas de
localidades ubicadas en un sector cordillerano, y otro en el sector poniente de la Región
Metropolitana, respectivamente.
Es decir, como se puede apreciar mediante la comparación de las curvas para ciertas
localidades, el hecho de representar la fuente intraplaca de profundidad intermedia con dos
tramos de inclinación generó una escasa importancia de dicha fuente sobre el cálculo del peligro
sísmico en la cuenca, alterando el efecto de ésta frente a la acción de las otras fuentes
sismogénicas.
106
Grafico Nº 5.7: Curva de probabilidad de ocurrencia para 50 años, coordenada (-33.5; -70.65).
Curvas resultantes de la modelación de la fuente con un tramo de inclinación.
Curva de probabilidad de Ocurrencia, periodo de 50 años,
Pto (-33,5; -70,65)
1,0E+00
9,0E-01
Probabilidad [%]
8,0E-01
7,0E-01
6,0E-01
5,0E-01
4,0E-01
3,0E-01
2,0E-01
1,0E-01
0,0E+00
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
Intensidad [IMM]
Conjunto
Interplaca
Intraplaca
Cortical
Grafico Nº 5.8: Curva de probabilidad de ocurrencia para 50 años, coordenada (-33.5; -70.2).
Curvas resultantes de la modelación de la fuente con un tramo de inclinación.
Curva de probabilidad de Ocurrencia, periodo de 50
años, Pto (-33,5; -70,20)
1,0E+00
9,0E-01
Probabilidad [%]
8,0E-01
7,0E-01
6,0E-01
5,0E-01
4,0E-01
3,0E-01
2,0E-01
1,0E-01
0,0E+00
1
2
Conjunto
3
4
5
6
Intensidad [IMM]
Interplaca
107
7
Intraplaca
8
9
Cortical
10
Grafico Nº 5.9: Curva de probabilidad de ocurrencia para 50 años, coordenada (-33.5; -71.50).
Curvas resultantes de la modelación de la fuente con un tramo de inclinación.
Curva de probabilidad de Ocurrencia, periodo de 50 años,
Pto (-33,5; -71,50)
1,0E+00
9,0E-01
Probabilidad [%]
8,0E-01
7,0E-01
6,0E-01
5,0E-01
4,0E-01
3,0E-01
2,0E-01
1,0E-01
0,0E+00
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
Intensidad [IMM]
Conjunto
Interplaca
Intraplaca
Cortical
Para conocer el efecto de las leyes de atenuación sobre el cálculo del peligro sísmico, se
obtuvieron las curvas de probabilidad para algunos puntos pertenecientes a la Región
Metropolitana de Santiago, modificando las relaciones de atenuación consideradas en el cálculo.
Con el fin de comparar los resultados y concluir acerca de las diferencias obtenidas, analizando
cuan sensible es la evaluación de la amenaza respecto de las curvas de atenuación empleadas. Por
ejemplo, se analizaron algunos de los puntos haciendo correr el programa de Cálculo del Peligro
Sísmico, utilizando la formula de atenuación de Barrientos.
Para analizar lo expuesto en el párrafo anterior, se recurre a dos gráficos, ambos
resultados del peligro sísmico en un punto ubicado en la costa, o sector poniente de la cuenca.
Los gráficos Nº 5.10 y 5.11, corresponden a curvas de probabilidad de que se exceda en un 5% el
valor de la intensidad obtenida, para un período de vida útil de 100 años. El primer grafico es el
resultado de emplear la ecuación de Barrientos como atenuación de las tres fuentes, mientras que
el segundo corresponde a utilizar la curva de atenuación de Barrientos, sólo para la fuente
cortical, manteniendo para las otras 2 fuentes las ecuaciones obtenidas en este trabajo,
correspondientes a las Ec. 4.8 y 4.9 respectivamente.
108
Grafico Nº 5.10: Curva de probabilidad de ocurrencia para 100 años, coordenada (-33.5; 71.50). Se empleó la Curva de Atenuación de Barrientos para las 3 fuentes sismogénicas.
Punto (-33,5, -71,5), Periodo de vida util 100 años, Atenuacion Barrientos
1,0E+00
9,0E-01
8,0E-01
Probabilidad [%]
7,0E-01
6,0E-01
5,0E-01
4,0E-01
3,0E-01
2,0E-01
1,0E-01
0,0E+00
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
Intensidad [IMM]
conjunto
Interplaca
Intraplaca
Cortical
Grafico Nº 5.11: Curva de probabilidad de ocurrencia para 100 años, coordenada (-33.5; 71.50). Curva de Atenuación Mixta, se empleó las ecuaciones encontradas en este trabajo para
las fuentes thrust e intraplaca, y la ecuación de Barrientos para la fuente cortical cordillerana.
Punto (-33,5, -71,5), periodo de vida util 100 años, Atenuacion Mixta
1,0E+00
9,0E-01
8,0E-01
Probabilidad [%]
7,0E-01
6,0E-01
5,0E-01
4,0E-01
3,0E-01
2,0E-01
1,0E-01
0,0E+00
1
2
3
4
5
6
7
8
9
Intensidad [IMM]
conjunto
Interplaca
109
Intraplaca
Cortical
10
Para fines comparativos, se hace necesario presentar las curvas de probabilidad versus
intensidad para el mismo período de vida útil que el considerado en los gráficos Nº 5.10 y 5.11,
es decir, a continuación se muestran las curvas correspondientes al cálculo del peligro sísmico en
la misma coordenada para la cual se generaron los dos gráficos anteriores, con la diferencia que
en el grafico Nº 5.12 se emplearon las curvas de atenuación obtenidas en este trabajo para las 3
fuentes sismogénicas.
Grafico Nº 5.12: Curva de probabilidad de ocurrencia para 100 años, coordenada (-33.5; 71.50). Se emplearon las curvas de atenuación correspondientes a las ecuaciones 4.8, 4.9 y 4.10,
de este trabajo.
Curvas de probabilidad de ocurrencia de IMM, para 100
años de vida util
1,0E+00
9,0E-01
Probabilidad [%]
8,0E-01
7,0E-01
6,0E-01
5,0E-01
4,0E-01
3,0E-01
2,0E-01
1,0E-01
0,0E+00
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
Intensidad [IMM]
Conjunto
Interplaca
Intraplaca
Cortical
La influencia de las fuentes sismogénicas, se ve alterada frente al cambio de las curvas de
atenuación que se consideren para la evaluación del peligro sísmico. Se observa mayor similitud
en el caso en que se empleó la curva de atenuación propuesta por Barrientos, igual para las tres
fuentes (Grafico Nº 5.10), y el grafico Nº 5.12, en el cual se presentan los resultados de obtener
un 5% de probabilidad de que un cierto valor de IMM sea superado, mediante las ecuaciones
determinadas en el capítulo Nº 4 del presente trabajo.
Al comparar los tres últimos gráficos, se desprende el hecho de que el valor de IMM para
el porcentaje de probabilidad considerado, es mayor en el caso de emplear las ecuaciones de
atenuación establecidas en esta memoria de titulo, debido a que se crearon considerando la
existencia de tres fuentes sismogénicas independientes y con características individuales y
diferentes entre sí.
El hecho de caracterizar las fuentes intraplaca de profundidad intermedia y la fuente
cortical de forma independiente, genera importantes fluctuaciones en el valor de las intensidades
alcanzadas por sus efectos individuales, desplazando las curvas de probabilidad hacia la izquierda
de una curva obtenida mediante la consideración de que los eventos forman parte de una misma
110
fuente generadora, como es el caso del concepto empleado en la obtención de la curva de
atenuación de Barrientos en 1980.
En conclusión, las curvas de probabilidad presentadas anteriormente, no sólo permiten
realizar comparaciones acerca de la influencia de las fuentes sobre un determinado sitio, ni
obtener resultados a partir de ellas como valores de intensidades excedidas con un cierto
porcentaje de probabilidad, si no que por sobre todo permiten establecer la importancia
fundamental de las leyes de atenuación consideradas para cada fuente, y la implicancia que
dichas curvas producen en el peligro sísmico de una cierta localidad.
De acuerdo al mapa de peligro sísmico de la Región Metropolitana, obtenido para un
período de vida útil de 10 años y según efecto conjunto de las 3 fuentes, se puede concluir, como
lo muestra la figura B.4 del Anexo B, que el valor de IMM dados por las isosistas decrece hacia
el este. Se observa predominio de la fuente interplaca, reportando los valores de intensidad
mayores en el sector poniente de la Región, es decir coincidiendo con la localización de la fuente
tipo thrust. Específicamente sobre la Cuenca de Santiago aparece la influencia de la fuente
intraplaca, presentando un aumento de la intensidad en este sector, para luego continuar
decreciendo hacia la cordillera. En comparación con el trabajo antecesor a este en la misma línea
investigativa, se debe mencionar la similitud en el rango de intensidades alcanzadas en esta
misma área. En el trabajo de Romanoff, la máxima intensidad se presenta en el límite regional
colindante a la zona costera, presentando una IMM de 7.5 y en el presente trabajo se obtuvo una
máxima IMM de 7.2, decayendo hacia el este, hasta IMM cercanas a 6.8, lo que se observa en
ambos trabajos
En relación al mapa de peligro sísmico de la Región Metropolitana, obtenido para un
período de vida útil de 50 años y considerando la acción de las 3 fuentes, se puede concluir que
las isosistas decrecen sostenidamente hacia el este, comenzando con una intensidad del orden de
los VII ½ hasta cerca de los VII grados en el sector cordillerano. Predomina la acción de la fuente
interplaca, pero apareciendo la influencia de la fuente cortical sobre la Cuenca de Santiago, como
lo muestra la figura B.5 del Anexo B. Con respecto al mapa de la figura B.4, se observa el
aumento de las intensidades, con lo cual se corrobora lo obtenido por las curvas de probabilidad,
es decir, a mayores períodos considerados para la evaluación, el peligro sísmico en una misma
región, aumenta. Al comparar este mapa con el obtenido en el trabajo de Romanoff, se observan
coincidencias en los valores limites de IMM alcanzados, presentando valores en la costa de 8.5, y
en el sector cordillerano 7.5, mientras que en el mapa de la figura B.4, los rangos de IMM
fluctúan entre 8.4 y 7.5. Otra característica que se repite en ambos trabajos, en particular en los
dos mapas generados a partir del efecto conjunto de las fuentes, es que las isosistas se presentan
paralelas entre si, con orientación norte-sur desde los 71º L.W al oeste, mientras que al este de
Talagante las isosistas se desordenan, disponiéndose de forma semi concéntricas, elipsoidales.
De acuerdo al mapa de peligro sísmico de la Región Metropolitana, obtenido para un
período de vida útil de 10 años y según efecto individual de la fuente interplaca, se puede
concluir, como lo muestra la figura B.6 del Anexo B. que el valor de las isosistas decae
sostenidamente de costa a cordillera. Se observa claro predominio de la fuente interplaca. Otro
aspecto que aparece en este mapa, es el ordenamiento paralelo de las isosistas, las cuales se
aproximan entre sí hacia el este de la región en estudio. El mayor valor de intensidad que se
observa en este mapa, corresponde a un valor de IMM levemente superior a los VII.
111
A partir del mapa de peligro sísmico de la Región Metropolitana, obtenido para un
período de vida útil de 10 años y según efecto individual de la fuente intraplaca de profundidad
intermedia, se puede concluir, que el valor de las intensidades asociado a las isosistas, decae
hacia el este, pero no de forma paulatina, sino más bien, como lo muestra la figura B.7 del
Anexo B, se observa una leve alza de las intensidades en el sector central de la zona abarcada,
para luego decaer hacia el tramo cordillerano. Resulta lógico, entonces, que el peligro sísmico
producto de la fuente intraplaca, sea mayor sobre la región bajo la cual se sitúa, decreciendo
levemente hacia la costa y hacia la cordillera. Las formas en las que se distribuyen las isosistas,
son paralelas entre sí, pero el espaciamiento entre ellas no sigue un patrón de ordenamiento,
como en el mapa de amenaza de la figura B.6. El rango de intensidades producidas para este
período de vida útil, y considerando sólo la influencia de la fuente intraplaca de profundidad
intermedia, es inferior a los valores obtenidos en el mapa anterior, generado considerando sólo la
fuente tipo thrust.
De acuerdo al mapa de peligro sísmico de la Región Metropolitana, obtenido para un
período de vida útil de 10 años y según efecto individual de la fuente cortical se puede concluir,
como lo muestra la figura B.8 del Anexo B, que las isosistas aumentan su valor de IMM a
medida que se acercan a la zona cordillerana, esto debido a la cercanía con la fuente sismogénica
generadora, dejando sentir el efecto de la fuente cortical en la zona ubicada al este de Talagante y
San Bernardo. Al oeste de estas localidades, las isosistas se ordenan paralelas entre si,
acercándose las unas a las otras, y presentando mayores intensidades, pero al este de la Cuenca se
presenta un ordenamiento diferente de las isosistas. En general se observa que las intensidades,
decrecen hacia la costa y hacia el lado trasandino. El rango de intensidades alcanzadas varía entre
los III ½ y VII, en el sector poniente y oriente respectivamente. En ubicaciones noreste y sureste
de la cuenca, aparecen isosistas semi elipsoidales cuyos valores decrecen a medida que se
aproximan a la Cuenca de Santiago.
En relación al mapa de peligro sísmico de la Región Metropolitana, obtenido para un
período de vida útil de 50 años y según efecto individual de la fuente interplaca, se puede
concluir que el valor dado por las isosistas aumenta sostenidamente hacia el este de la zona
estudiada, además de observar el ordenamiento de las curvas, paralelas entre si, y orientadas de
norte a sur, como lo muestra la figura B.9 del Anexo B. Se puede apreciar en este mapa el
aumento del valor de intensidades alcanzado, en relación al mismo escenario planteado en el
mapa B.6, pero aumentando el período de vida útil considerado en la evaluación de la amenaza,
alcanzando intensidades de VIII ½ en el tramo costero, hasta cerca de VI ½ en el este.
Del mapa de peligro sísmico de la Región Metropolitana de Santiago, obtenido para un
período de vida útil de 50 años y según efecto individual de la fuente intraplaca, se puede
concluir, como lo muestra la figura B.10 del Anexo B que las isosistas se ordenan paralelamente
en forma decreciente hacia el este. No se observa un aumento de las intensidades bajo la fuente
intraplaca, ni tampoco el decaimiento hacia la costa y cordillera observado en el caso análogo
pero para el periodo de 10 años. El decaimiento del valor de IMM es paulatino, registrando
intensidades del orden de los V hasta cerca de los IV.
A partir del mapa de peligro sísmico de la Región Metropolitana, obtenido para un
período de vida útil de 50 años y según efecto individual de la fuente cortical se puede concluir,
como lo muestra la figura B.11 del Anexo B el mismo comportamiento observado en el mapa
dado por la figura B.8, presentando un aumento de las intensidades hacia el sector este de la
región en estudio, decayendo hacia la costa y hacia el lado Argentino. La forma de las isosistas
112
obtenidas es idéntica al caso anterior, pero presentando un rango de IMM superior al calculado en
el mapa B.8, fluctuando entre IV y VII ½.
Se observa, a través del set de mapas que el valor de las isosistas decrece de costa a
cordillera, debido al efecto predominante de la fuente interplaca, ya que la atenuación de la
intensidad aumenta a medida que el sitio se aleja de la fuente, como se observa numéricamente a
través de las curvas de atenuación determinadas. Además de concluir que el peligro sísmico
aumenta cuando se consideran mayores períodos de vida útil. Así como también se desprende de
los mapas, que al considerar mayores períodos de vida útil, el efecto de la fuente cortical
cordillerana se hace sentir al este de Talagante y San Bernardo.
Al realizar los mapas de Peligro Sísmico para un periodo de vida útil de 100 años con un
5% de probabilidad de ocurrencia, se obtienen un incremento en el valor de IMM, pero se
conserva el mismo comportamiento de las isosistas que en los mapas análogos pero con periodos
de vida útil de 10 y 50 años. Es así, como por ejemplo para el mapa generado por efecto conjunto
se obtiene un rango de intensidades que fluctúa de costa a cordillera entre los 9.4 y 8.1 grados de
IMM, para el mapa producido solo considerando la acción de la fuente interplaca tipo thrust, se
presentan intensidades que varían desde los 9.4 a los 7.1 grados de IMM, en el caso del mapa de
amenaza generado por acción de la fuente intraplaca de profundidad intermedia el rango de
intensidades disminuye, pero es mayor al presente en el mapa de la figura B.7 y B.11, alcanzando
valores de IMM comprendidos entre los 5.1 y 4.1, presentando un decaimiento del valor de las
isosistas hacia la cordillera pero no sostenido, pues en el valle central existe un leve aumento de
las intensidades para luego continuar el decaimiento hacia el este. Por último, para el mapa de
peligro sísmico obtenido considerando sólo la fuente cortical, los valores de intensidades
arrojadas corresponden a valores de 4.2 en la costa hasta valores cercanos a 8.7 en el sector
precordillerano.
En general, es posible apreciar que se llega a mayores valores en la zona costera que hacia
el interior de continente, probablemente debido al efecto de los terremotos interplaca. Efecto que
en los trabajos anteriores probablemente no fue considerado en forma adecuada al no considerar
en forma independiente los diferentes tipos de sismos. También se observa en algunos de los
mapas que se presentan en el Anexo B, que el ancho de las curvas de iso-intensidad va
aumentando de Oeste a Este, efecto causado por la influencia de los sismos intraplaca de
profundidad intermedia y los de tipo cortical, presentes en el flanco oriental de la zona en estudio.
Es posible verificar que la fuente interplaca tipo thrust es la que modula el peligro sísmico
en Chile Central, produciendo los mayores valores de IMM en la costa. Pero, tanto la fuente
intraplaca de profundidad intermedia como la cortical tienen influencia sólo en el sector de la
Cuenca de Santiago; todo ello redunda en un aumento de los valores esperados en la zona del
valle central de la Región Metropolitana. Esta intrascendencia de la fuente intraplaca, que se
concluye al no observar un aumente notorio de las intensidades en las zonas situadas sobre la
localización de esta fuente sismogénica, se puede deber a la modelación de esta fuente, y no se
cree atribuible a la ecuación de atenuación empleada, ya que se obtuvo resultados similares en el
trabajo antecesor de peligro sísmico en esta misma región, empleando la ecuación de Barrientos,
para las tres fuentes.
Es posible verificar que los mapas de isosistas reflejan la atenuación de la energía sísmica
en función de la distancia, mostrando tendencias elipsoidales debido a la heterogeneidad del
medio. Esta forma de tendencias geométricas de ordenamiento de las isosistas es común de
113
aquellos sismos de origen subductivo, como es el caso de los eventos pertenecientes a este
estudio. Otro aspecto que se desprende de la observación de las isosistas, es el ordenamiento
cuasi paralelo a la línea costera. Esta disposición se observa repetidamente en la mayoría de los
mapas de peligro sísmico generados, pudiendo observar a lo largo de las latitudes involucradas
cómo se distribuyen las curvas de iso intensidades alineándose con el margen de la costa,
levemente arqueadas.
Un aspecto que cabe hacer notar es el hecho que las fuentes corticales usualmente no
presentan una sismicidad homogénea, sino más bien concentrada en torno a fallas sísmicamente
activas. Ello no es reflejado por las metodologías utilizadas en este trabajo debido a la falta de
información a este respecto. Es necesario realizar un estudio más detallado de este fenómeno para
poder estimar el peligro sísmico en la zona urbana de Santiago con mucha mayor precisión.
Al igual que como se había demostrado anteriormente, en este trabajo se concluye que el
peligro sísmico obtenido cuando se considera la acción conjunta de las fuentes sobre un
determinado lugar, no es igual a la combinación lineal de las tres fuentes individuales, como
tampoco es la suma ni multiplicación de ellas, sino que más bien, corresponde al efecto de la
fuente interplaca tipo thrust, con una mínima influencia de la fuente intraplaca de profundidad
intermedia y un leve incremento de las intensidades en el sector cordillerano, debido a la
presencia de la fuente cortical superficial.
Se plantea además al término de este trabajo la ventaja de contar con un programa
computacional que permita calcular el Peligro sísmico en cualquier zona de interés, el cual se
encuentra aun en etapa de perfeccionamiento, y requiere que las futuras investigaciones en esta
línea puedan entregar como input datos que se hayan actualizado incorporando nuevos
antecedentes, y quizás otras variables como el tipo de sitio de una cierta localidad.
Como ha quedado demostrado, es imprescindible, entonces, ampliar el conocimiento
principalmente de los eventos de tipo intraplaca de profundidad intermedia y corticales, con el fin
de conocer como las intensidades que dichos sismos ocasionan, decaen en función de la distancia
con respecto al foco. Esto tendiente a caracterizar de mejor forma ambas fuentes sismogénicas, lo
que permita crear curvas de atenuación consideradas validas, tanto para los grandes eventos como
para los de baja magnitud, con el propósito de obtener estimaciones más certeras del peligro
sísmico, extendiendo el área de evaluación, y procurando no subestimar el efecto de dichas
fuentes, sobre una determinada localidad.
114
CAPÍTULO 6
6.1
EFECTO DE SITIO
ANTECEDENTES GENERALES
La modificación de la señal sísmica debida a la influencia de las condiciones geológicas y
topográficas durante o después de un terremoto, se conoce como efecto local. Esta modificación
consiste en la amplificación fuerte de la señal así como una mayor duración de la misma y la
modificación de su contenido frecuencial.
Este efecto consiste, en términos generales, en cambios en el contenido de frecuencia de
los movimientos del suelo esperados, que usualmente implican amplificaciones en ciertas zonas
del espectro de respuesta. Es decir, el efecto de sitio o amplificación de suelos, es un fenómeno
que se entiende como la amplificación sísmica o patrón de daño generado durante un evento, los
cuales presentan variaciones de un lugar a otro, lo cual se explica por las propiedades geotécnicas
del subsuelo y del basamento rocoso.
Es imprescindible conocer el comportamiento del suelo frente a una solicitación sísmica
y ver como afecta esta respuesta a una estructura fundada sobre dicho terreno, es decir
comprender lo que se conoce como interacción suelo- estructura. Para ello se debe recoger
antecedentes de varias disciplinas de la ingeniería como es el área de la geomecánica y geología,
las cuales aportarán con estudios especializados y nuevos antecedentes acerca de la composición
geomorfológica de la zona de interés de este trabajo.
Para las estimaciones del Peligro Sísmico se utilizan las curvas de atenuación de la
intensidad obtenidas en el capítulo anterior para cada fuente sismogénica, correspondiente a las
ecuaciones 4.8, 4.9 y 4.10, las cuales derivan de los datos registrados en diversos tipos de terreno,
por lo que se hace necesario para realizar una mejor evaluación del peligro sísmico en la región
de estudio de este trabajo, estudiar el efecto de sitio en las localidades donde se tenga la
suficiente información, o asimilar los resultados a un determinado tipo de suelo.
El presente capítulo aborda el efecto de sitio, en particular para la fuente sismogénica tipo
Interplaca, la que debido al gran terremoto de fines del siglo pasado, el segundo más grande en
afectar a la zona de estudio, luego del ocurrido en 1906, permite contar con una gran cantidad de
información dirigida al conocimiento de este tipo de eventos de origen interplaca tipo thrust.
6.2
MOTIVACIÓN
La amplificación de las ondas sísmicas debido a las características propias de suelo en un
determinado lugar es uno de los parámetros más relevantes en la distribución de daños producto
de un gran sismo. Una serie de trabajos han puesto en evidencia que las amplificaciones
producidas suelen depender fuertemente de la frecuencia característica de las ondas sísmicas y
del tipo de suelo.
El presente estudio tiene como objetivo investigar y comparar los rangos de variaciones
en intensidades en algunos suelos pertenecientes a localidades afectadas por el Terremoto de
115
1985. Este trabajo permitirá seguir avanzando en nuestro conocimiento sobre la respuesta sísmica
del suelo, y de esta manera, aminorar los terribles efectos de los terremotos en Chile.
6.3
INFLUENCIA DEL EFECTO DE SITIO
En la respuesta a grandes terremotos hay una fuerte influencia de las condiciones del sitio
en cuestión, efecto conocido por casi 200 años cuando fue puesto en evidencia por los diferentes
comportamientos en las cercanías a los ríos Mississippi y Ohio, comparados con emplazamientos
más elevados, durante las secuencias sísmicas de New Madrid de 1811-1812 (Drake, et al.1815,
p. 82). Casos similares de la influencia del sitio fueron detectados por el gran terremoto de Japón
de 1891 (Milne, et al. 1898), el terremoto de San Francisco de 1906 (Wood, et al. 1908) y el
terremoto de Long Beach de 1933 (Wood, et al.1933). Una gran parte del daño ocasionado por el
terremoto de 1989 de Loma Prieta fue directamente atribuido al efecto de sitio (Holzer, et al.
1994), al igual que los efectos del terremoto de 1994 en Northridge, produciendo sectores con
una gran cantidad de daño a menos de 1 Km. de regiones que prácticamente no sufrieron mayores
destrozos en la ciudad de Los Ángeles (Wald & Mori, et al. 2000).
Santiago no es una excepción en este tipo de comportamiento, mostrando una gran
diferencia en los daños de 0.5 a 2 puntos de diferencia en Intensidad de Mercalli Modificada, en
áreas cercanas al epicentro del terremoto de 1985 de Valparaíso (Astroza & Monge, et al.1989; y
Menéndez, et al.1991), como se corroborará en el desarrollo de este capítulo.
6.4
DESARROLLO
6.4.1 BASE DE DATOS
Para realizar un estudio del fenómeno de respuesta de sitio en las latitudes que abarca la
región estudiada en este trabajo, y en particular analizar los efectos de los terremotos interplaca,
se recurrió al estudio realizado por Menéndez en 1991, en relación al terremoto de Valparaíso
ocurrido el 03 de Marzo de 1985, donde se analizó la atenuación de las intensidades ocasionadas
por este evento en función de la distancia a la zona de ruptura y del tipo de suelo presente en las
distintas localidades afectadas.
Este terremoto ha sido clasificado como una falla inversa de bajo ángulo de manteo,
registró una magnitud de Richter igual a Ms= 7.8, reportándose el epicentro a 20 Km de la costa
y a 15 Km de profundidad focal. Llamó la atención en este terremoto el desplazamiento de las
curvas isosistas al Este de la zona de ruptura, además de presentar una propagación de la ruptura
en dirección norte sur.
En el estudio de Menéndez, se empleó un banco de datos que contempló las ciudades
afectadas por el terremoto, es decir, desde Illapel a Parral. Los antecedentes provienen de 42
memorias para optar al título de Ingeniero Civil de la Universidad de Chile, y de un estudio
realizado por Maximiliano Astroza y Joaquín Monge en la zona de Choapa, y en la región
cordillerana. También se utilizó un proyecto MINVU, el cual aportó con registros más completos
de la comuna de San Antonio.
Todos los datos antes mencionados, se encuentran recopilados en detalle en la base de
datos del trabajo de Menéndez, los que permitieron tener la ubicación de cada localidad respecto
al epicentro y sus características locales, las cuales influyen en el grado de intensidad. La base de
116
datos corresponde a más de 450 reportes de localidades afectadas por este terremoto, en cada una
de ellas se especifica las coordenadas del sitio, la distancia epicentral e hipocentral en kilometros
y la intensidad reportada. Los antecedentes empleados en el desarrollo del presente capítulo, se
presentan íntegramente en el Anexo A, parte A.2.
6.4.2
ATENUACION DE INTENSIDADES DEL TERREMOTO DE VALPARAISO DE 1985
Para comparar y analizar la variación del grado de intensidad reportado según el tipo de
suelo de las localidades afectadas en el terremoto de 1985, del trabajo de Menéndez se recogen
los datos que se presentan en la tabla Nº 6.1 Y 6.2. Con estos datos se obtuvieron las ecuaciones
de atenuación de intensidad, según terreno en grava o roca.
Tabla Nº 6.1
Atenuación de la Intensidad en Roca, en
localidades fundadas en Roca
d┴ [Km]
Localidad
Intensidad en Roca
Quintero
7.0
27.54
Valparaíso
7.5
21.93
Algarrobo
7.0
25.37
El Quisco
7.5
24.25
El Tabo
7.0
27.13
Cartagena
6.5
36.53
Pichilemu
6.3
10.91
Coya
5.0
162.34
San Gabriel
5.0
188.82
Farellones
5.0
170.18
Río Blanco
5.0
164.62
Tabla Nº 6.2
Atenuación de la Intensidad en Roca, en
localidades fundadas en Grava
d┴ [Km]
Localidad
Intensidad en Roca
Santiago
6.0
137.74
Peñaflor
6.5
113.99
Talagante
6.5
111.41
El Monte
6.5
104.49
Isla de Maipo
6.5
116.82
Buín
6.0
134.65
Paine
6.0
136.42
Rapel
7.0
30.11
Lo Miranda
6.0
130.36
Rancagua
6.0
142.38
Doñihue
6.5
118.33
Las Cabras
6.5
83.33
Requinoa
6.0
137.58
Coltauco
6.5
108.83
Peumo
6.5
101.5
117
Con la información anterior, se obtuvo en esa ocasión las conclusiones que se presentan a
continuación, algunas de las cuales se pretenden cotejar en este estudio:
Los depósitos de grava presentan un aumento entre 0.5 - 1.0 grados respecto de
7.2.3
roca.
Los depósitos coluviales, presentan en general un aumento de intensidad entre 1.0
7.2.4
– 2.0 grados respecto de la intensidad estimada en roca.
7.2.5
Los depósitos de cenizas ignimbríticas pumicíticas, presentan un aumento de la
intensidad respecto a la roca entre 1.5 y 2.0 grados en la zona comprendida entre
Santiago y San Pedro, y de 0.5 a 1.0 grado en la zona comprendida entre Itahue y
Parral.
Los depósitos lacustres presentan un aumento de la intensidad respecto a la roca de
7.2.6
aproximadamente 2 a 2.5 grados.
Para determinar la atenuación de la intensidad con la distancia a la zona de ruptura, se
calculó la distancia de cada localidad o sector donde se tiene información de intensidad en roca,
a la línea media epicentral (d┴). La necesidad de calcular la distancia respecto a esta línea y no
respecto del epicentro, obedeció a la forma elíptica del área de replicas y de las isosistas
obtenidas, lo que se tradujo como que la energía no se disipó en un solo punto.
Con los valores de las intensidades reportadas en las localidades de la base de datos
elaborada por Menéndez para el terremoto de 1985, existen sitios ubicados en roca y en grava,
para los cuales se calcularon las distancias a la línea media epicentral, obteniendo en ese trabajo
la Atenuación de la Intensidad en Roca y en Grava, resultando la ecuación Nº 6.1 y 6.2,
respectivamente.
(Ec. 6.1)
I = 9.99 – 2.13 * log (d┴)
La ecuación 6.1 permite obtener la relación de atenuación en roca en función de la
distancia media epicentral, si se prefiere para fines comparativos con otros autores.
Al incluir las localidades fundadas en grava, resultó la Atenuación de la Intensidad en
Roca corregida y aplicable a terrenos gravosos. Que es la relación que se presenta en la ecuación
Nº 6.2.
(Ec. 6.2)
I = 9.24 – 1.52 * log (d┴)
6.4.3 METODOLOGIA GENERAL
En primera instancia se considerará el valor de las intensidades reales del terremoto de
1985, para ello se recurrió al trabajo de recopilación de Araya et al.2006, el cual posee una base
de datos de todas las localidades con intensidades reportadas y sus respectivas coordenadas.
Posteriormente, con la ley de atenuación encontrada por Menéndez en 1991, determinada
exclusivamente para el terremoto de Valparaíso del 85, se corregirán las observaciones hechas.
Es decir, se toma el valor real observado y reportado en la base de datos presente en el Anexo
A.2, y se le sustrae el valor teórico obtenido con la ley de atenuación en roca y grava de la
ecuación determinada por Menéndez, a través de las ecuaciones 6.1 y 6.2.
118
La diferencia entre ambos valores de IMM, se traduce como las amplificaciones o
deamplificaciones por efecto de sitio. Esto se expresa en cambios de intensidad (∆ IMM). Los
valores obtenidos representan el efecto de sitio empírico, los cuales se pueden correlacionar con
otras observaciones geofísicas, como estimaciones de la velocidad de ondas en la parte
superficial, entre otros temas que no se abordarán en este capítulo.
Es necesario en particular para este terremoto, tener claro el concepto de distancia a la
línea media epicentral ( D┴ ), para el posterior cálculo de las intensidades teóricas en suelos tipo
roca y grava, la cual se obtiene empleando las ecuaciones Ec. 6.3. a Ec. 6.7.
Ecuación de la línea media epicentral, Ec.6.3.
Latitud = 5.144 x longitud – 37.410,1 [Km]
(Ec. 6.3)
Recurriendo a las siguientes equivalencias:
1º latitud = 111,18 [Km]
y
1º longitud = 111,18 x cos (º lat) [Km]
La línea media epicentral corresponde a la línea que pasa por el epicentro reportado del
terremoto de 1985, y sigue la inclinación del plano de falla con rumbo N 11º E. Esta línea se
extiende desde Quintero hasta Pichilemu, pasando por el epicentro, es decir pasando por el punto
de coordenadas 33,217º S y 71,87º W. Esto se esquematiza en la figura Nº 6.1.
Previo al calculo de la distancia a la línea media epicentral, se requiere obtener las
coordenadas del punto donde la corta perpendicularmente. Esto se expresa a través de la ecuación
6.4 y 6.5.
long
M
lat S + 0.194 ⋅ long S + 37410.1
=
[km]
5.338
lat M = 0.964 ⋅ lat S + 0.187 ⋅ long S − 1346.86[km]
(Ec. 6.4)
(Ec. 6.5)
Siendo,
Lat M, Long M = Coordenadas geográficas del punto que corta la línea
perpendicular a la línea media epicentral. Expresada en [Km].
Lat S, Long S = Coordenadas geográficas de un punto, o localidad cualquiera del
reporte de la base de datos. Expresada la coordenada en valor absoluto y
aplicándole el factor de corrección a [Km].
Se denomina entonces:
∆ Lat = (Lat M - Lat S) ,
∆ Long = (Long M - Long S)
119
(Ec. 6.6)
Luego se calculan las coordenadas del punto donde la costa es perpendicular a la línea
media epicentral, que corresponde a la distancia a la línea media epicentral. Ver Ec. 6.7.
d┴2 = ∆ Lat 2 - ∆ Long 2
.
(Ec. 6.7.)
Línea Media
Epicentral
N
20
Costa
M
d┴
S
11º
Sitio reportado
Figura Nº 6.1: Esquematización de la Línea media epicentral para el terremoto de 1985.
Teniendo las distancias a la línea media epicentral, calculada para todas las localidades
reportadas en la base de datos, se pueden obtener las intensidades en roca y en grava, dadas por
Menéndez según las ecuaciones 6.1 y 6.2, respectivamente, y representadas en el grafico Nº 6.1
Grafico Nº 6.1: Atenuación de Menéndez dependiendo del tipo de suelo para intensidades del
Terremoto de 1985.
120
Atenuacion de Intensidad Terremoto de 1985, Trabajo
de Menendez
8
7
Intensidad
6
5
4
3
2
0
50
100
150
200
Distancia a la linea media epicentral [km]
Atenuacion en Roca
Atenuacion en Grava
Una vez realizado el cálculo de las distancias a la línea media epicentral, y de aplicar la
ecuación de atenuación de intensidad en roca y grava, se procede a calcular la diferencia entre los
valores de intensidad reportada y la teórica obtenida mediante las ecuaciones de atenuación del
trabajo de Menéndez (Ec. 6.1 y 6.2) y la calculada en el presente estudio, para eventos tipo thrust
(Ec.4.8). Dicha diferencia es atribuible al efecto de sitio teórico, es decir, al tipo de suelo
correspondiente a la localidad reportada.
Se procede posteriormente a conocer la desviación estándar de los datos y conocer los
grados de amplificación y/o deamplificación de la intensidad (IMM), con respecto a la intensidad
observada, dependiendo del suelo de la localidad en donde existe reporte, como se presenta en la
tabla Nº 6.3.
Tabla Nº 6.3
Atenuación Intensidades Terremoto de 1985
Autor
Suelo
Var. IMM Desv. Estándar
Menéndez, Pilar
Este trabajo
Roca
3,97 a -2,17
1,87
Grava
3,25 a -2,38
Suelo Tipo 3,70 a -1,20
1,31
1,42
Estas diferencias se visualizan en la figura Nº 6.2 que se presenta a continuación, es
importante hacer notar que este efecto de sitio empírico corresponde al considerar solo el evento
de 1985, esto es, un evento tipo interplaca; es posible que otro tipo de eventos, ya sea intraplaca
de profundidad intermedia o cortical, produzca en el sitio una amplificación /deamplificación
distinta. La Figura Nº 6.2 presenta los valores del efecto de sitio considerados en el presente
estudio, con respecto a grava.
La siguiente figura corresponde entonces, a un mapa con los factores de amplificación de
la IMM, presentados por Menéndez y utilizados en este estudio, para las localidades emplazadas
en terreno correspondiente a grava. El color es proporcional al incremento o disminución de la
121
IMM, tal como se presenta e interpreta según la escala ubicada en el borde superior de la figura
6.2. Se consideró la amplificación con respecto a grava pues se estimó que ello representa mejor
una variación de los datos reportados en los catálogos
Figura Nº 6.2: Mapa con los factores de amplificación para el terremoto de Valparaíso
de 1985. Valores teóricos de efecto de sitio respecto a Grava.
6.4.4
METODOLOGIA ALGERMISSEN Y KAUSEL
De acuerdo a los factores de respuesta de sitio específicos asociados al material superficial
del sitio, determinados para Chile Central en el trabajo presentado en la Revista Geofísica por
Algermissen y Kausel, et al. 1992, se observan los coeficientes de respuesta según el tipo de
material del sitio, que se exponen en la figura Nº 6.3.
122
Los valores de respuesta de sitio indicados en el trabajo de 1992, fluctúan entre 1.5 y -2.0,
interpretándose estos coeficientes como una acción amplificadora o deamplificadora de la
respuesta del suelo frente a un evento sísmico, respectivamente.
Para aplicar los coeficientes de respuesta de sitio a la zona de estudio del presente trabajo,
se debe recurrir a identificar el respectivo valor dado por la figura Nº 6.3, y conocer el efecto que
ejercen dichos factores, dependiendo del tipo de material o suelo en el que se emplaza la
localidad en la cual se calculará el peligro sísmico.
123
Figura Nº 6.3: Factores de respuesta de sitio. Algermissen y Kausel, et al 1992.
124
Recurriendo a la malla definida en el capítulo anterior, se expresa en forma matricial el
factor de respuesta de sitio, correspondiente al centro de cada celda del reticulado de la zona de
estudio, obtenido mediante interpolación en los casos en que la coordenada se encontrara en la
transición inmediata de dos o más colores, ponderando por el porcentaje de un determinado color
en el área total de cada celda. Esto se presenta en la tabla Nº 6.4, en la cual se presentan los
valores asociados a la respuesta de sitio.
Tabla Nº 6.4
Factores de respuesta promedio asociados al material superficial,
Algermissen y Kausel et al. 1992
cij
1
2
3
4
5
6
7
8
9
1 0.00 -1.35 -1.40 0.15 0.53 0.04 0.00 0.00 0.00
2 0.00 -1.50 -0.65 0.30 0.68 0.00 0.00 0.00 0.00
3 0.00 -1.00 -0.63 0.05 0.68 0.45 0.15 0.15 0.00
4 0.30 -0.48 0.45 0.15 0.60 0.15 0.15 0.00 0.00
6.5
RESULTADOS Y CONCLUSIONES
Cuando la predicción de los eventos en una determinada zona, se realiza teniendo en
cuenta sólo aspectos como la fuente y propagación de las ondas sísmicas, el movimiento queda
caracterizado en roca o suelo duro, sin que intervengan efectos locales. Pero cuando el
movimiento se produce en otro tipo de emplazamientos, por ejemplo, suelos con espesor variable
de sedimentos o con ciertas irregularidades topográficas, es necesario tener en cuenta la
influencia de las condiciones locales, esencialmente geología superficial y topografía, como
factor integrante del movimiento.
La respuesta y la magnitud de la amplificación de la señal están controladas
principalmente por las propiedades geotécnicas de los materiales geológicos, especialmente por
sus características dinámicas, así como el espesor de las capas y la profundidad a la que se
encuentra el sustrato rocoso. Cuando se produce una sacudida sísmica se libera una gran energía
de deformación almacenada. Esta energía se transmite por el interior de la tierra (rocas) en forma
de ondas sísmicas que normalmente se atenúan con la distancia al foco emisor y con el tiempo.
Sin embargo, cuando las ondas atraviesan determinados tipos de terrenos (por ejemplo suelos
blandos, no consolidados) el movimiento o la señal de entrada se amplifican de forma muy
relevante.
Empíricamente, ha quedado demostrado que este efecto local, puede introducir un factor
de amplificación altamente significativo. Por ejemplo, algunas de las conclusiones que se
mencionarán es que los suelos blandos presentan baja frecuencia propia y tienden a amplificar
más las frecuencias de este orden. Por ello, los factores de amplificación de los suelos, son
mayores para aceleraciones espectrales de baja frecuencia.
Del análisis estadístico, mediante la desviación estándar de los datos, y lo presentado en la
figura 6.2, se concluye que en algunos sitios, producto de este terremoto, existen amplificaciones
de más de 3 grados de intensidad, especialmente en la zona sureste de la región metropolitana, y
valores inferiores a cero, es decir presentando deamplificaciones en el sector costero de las
125
latitudes abarcadas. Para la zona urbana de Santiago también se tienen importantes
amplificaciones; pero es necesario un estudio mucho más detallado para cuantificar este efecto de
manera más precisa.
Como era de esperar, corroborándose en el grafico 6.1, se obtuvo una mayor tasa de
atenuación para localidades emplazadas en roca, pues en suelos duros el decaimiento de la
intensidad ocurre más rápido a medida que se incrementa la distancia hipocentral, que en suelos
blandos. Esto debido a la composición del terreno, que al encontrarse más compacto, permite que
las ondas sísmicas viajen a mayor velocidad a través de dicho estrato. Se corrobora, además a
partir de este grafico, el hecho de que en grava los valores de intensidades reportados, son
mayores que en roca, presentando diferencias entre 0.2 y 1.0 grados de IMM por sobre los
valores presentados en roca, como se supuso por hipótesis en relacion a lo concluido en el trabajo
de Menéndez.
La curva de atenuación obtenida en este trabajo para eventos tipo thrust (Ec.4.5), no se
generó para un tipo de suelo específico, si no que más bien se supuso que dicha curva era
representativa de la atenuación experimentada en el tipo de suelo más abundante en la zona de
estudio, es decir, para grava. Esta suposición, se confirma apropiada para este tipo de terreno, ya
que coincide con el rango de diferencias para intensidades obtenido mediante la desviación
estándar alcanzada con la curva de atenuación para suelo tipo grava obtenida para el terremoto de
1985, mediante el trabajo especializado realizado por Pilar Menéndez.
Lo anterior, se demuestra a través de los valores de fluctuación de intensidades reportados
en grava, atribuibles al efecto de sitio empírico presentados en la tabla Nº 6.3, los cuales
concuerdan con lo experimentado en el Terremoto de Valparaíso, visualizado en la figura Nº 6.2.
Con esta concordancia de valores, correspondientes a la diferencia entre la IMM observada en
terreno, y la IMM calculada mediante la curva de atenuación dada por la ecuación 4.5, es posible
plantear que esta ultima ecuación pueda ser asimilada a un tipo de suelo en particular, la grava.
Dicha comparación y asimilación de que la curva de atenuación elaborada en este trabajo
es representativa principalmente para suelos gravosos, se concluye solo mediante estimaciones
estadísticas, ya que las curvas del grafico 6.1 no son comparable con la ecuación 4.5 aplicada a
los datos del terremoto, ya que el primer par de curvas no se elaboró en base a la distancia
hipocentral, si no que en función de la línea media epicentral, debido a la forma de las isosistas
que presento este evento en particular.
El mapa de factores de respuesta de sitio dado por Algermissen y Kausel, entrega un
rango de fluctuaciones levemente inferior al obtenido a través de la diferencia de intensidades
reportadas en las localidades afectadas por el Terremoto de Valparaíso de 1985, que se observa
en la figura Nº 6.2, ya que para el estudio de este evento, la discretización de los suelos
involucrados no se realizó con el nivel de detalle que el mapa elaborado en 1992.
De acuerdo al mapa de coeficientes de respuesta asociados al material superficial
promedio entregados por Algermissen y Kausel (figura Nº 6.3), se debe mencionar que por
ejemplo en la Cuenca de Santiago, solo considerando el tipo de suelo presente, existiría
teóricamente una amplificación de alrededor de 0.6 grados de intensidad de Mercalli. Ahora,
aplicando este escenario a un terremoto histórico tipo thrust, se observa mediante la figura Nº 6.2,
un incremento de la intensidad cercano a 3.0 grados, producto de este terremoto de Ms igual a
7.8, ocurrido en Valparaíso con un epicentro costero y profundidad focal cercana a 15 Km., es
126
decir el fenómeno de repercusión de un sismo en las localidades afectadas depende tanto de los
parámetros sísmicos del terremoto en particular, como también de las condiciones
geomorfológicos del área involucrada.
Esta forma de estudiar y considerar el efecto de sitio puede incorporar zonas que han sido
estimadas con pocos datos no siendo del todo representativas de la zona. Ello se puede apreciar
claramente de la Figura 6.2 donde aparecen sectores con una gran cantidad de datos (la zona
urbana de Santiago) en contraste con otras en las cuales se tienen muy pocas observaciones
(como, por ejemplo, la zona cordillerana).
En la tabla Nº 6.4, se presentan correcciones en el valor de Intensidad desde -1.5 hasta
0.68, lo que es significativo en el resultado final de los mapas de Peligro sísmico, en el caso que
se corrijan las isosistas por efecto conjunto o individual de las fuentes, sin estudiar este efecto
para un terremoto en particular. Solo a partir de los valores presentados matricialmente en la tabla
6.4, se puede concluir acerca del comportamiento del suelo y su efecto en las intensidades
ocasionadas. Es así como, por ejemplo se tiene que existe una disminución de las intensidades en
sectores costeros debido a la presencia de un suelo mayoritariamente de buena calidad, con
excepción del cuadrante que comprende a Rapel, en donde existe una amplificación de la
intensidad, debido a la presencia de un suelo superficial promedio de baja calidad, lo que produce
el mayor valor en las isosistas, corroborándose lo obtenido en los mapas de peligro sísmico
presentados en el capitulo anterior.
Desde talagante al este (columna 4 de la tabla 6.4), incluyendo el Valle Central, y hasta
aproximadamente la localidad de San José de Maipo, se produce un aumento sostenido de las
intensidades, producto de la mala calidad del suelo predominante, lo que se corrobora
numéricamente con los coeficientes de la tabla 6.4 y se observa a través de las isosistas de los
mapas de Peligro Sísmico presentados en el capitulo Nº 5.
Se concluye entonces, que el escenario teórico del efecto de suelo presentado por
Algermissen y Kausel, en el cual se indican los factores de respuesta del material superficial,
concuerda con un escenario particular de un evento tipo thrust, con datos obtenidos
empíricamente tras el Terremoto de 1985 mostrados en la figura 6.2. Coincidiendo estos rangos
de amplificación o deamplificación con los presentados en el mapa de la figura 6.3., no solo en
relacion al valor numérico obtenido de las diferencias de intensidades, sino que también
concordando en el comportamiento de las áreas abarcadas, dependiendo del tipo de terreno
presente en las localidades involucradas.
Es así, como se concluye que el comportamiento del material desempeña un papel
relevante en la distribución, índole y gravedad de los daños ocasionados por un terremoto. La
naturaleza y la distribución de los daños que se pueden producir en las infraestructuras con la
ocurrencia de un terremoto, está muy influenciada por la respuesta del terreno frente a cargas
cíclicas, como consecuencia de lo cual se produce una modificación de la señal sísmica (Aki,
1988, Seed et al. 1997). La modificación de esta señal sísmica debido a la influencia de las
condiciones geológicas y topográficas, es lo que se conoce como efecto de sitio y consiste en la
amplificación de dicha señal en varios órdenes de magnitud.
En cuanto al estudio del efecto de sitio, se necesita un mayor nivel de detalle de las
localidades reportadas, para poder cuantificar este efecto, no solo a nivel de Chile Central, sino
que además incluir el efecto de sitio ocasionado por las distintas fuentes sismogénicas presentes
en el país.
127
El estudio de la respuesta sísmica del suelo es un campo de interés en el análisis de riesgo
sísmico y en el diseño sismorresistente y en el presente, está siendo objeto de numerosos trabajos.
Es por eso, que se plantea la necesidad de recopilar mayor antecedentes acerca de la
geomorfología del terreno, con el objeto de conocer el verdadero efecto que ejerce el suelo sobre
una estructura, cuando éste se ve afectado por un sismo.
128
REFERENCIAS
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Trabajo de memoria para optar al título de Ingeniero Civil- Universidad de Chile.
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the Seismological Society of America.
130
ANEXO A: TABLAS
A.1
ANTECEDENTES DEL TERREMOTO DE LAS MELOSAS, 1958.
Coordenadas Epicentro
Latitud [º] Longitud[º]
-33,84
-70,17
(1)
P. F.
[Km]
10,00
Localidad
Lat [°]
Long [°]
I observada
d epi [Km]
d Hipo
[Km]
Puente Alto
Las Vizcachas
La Obra
El Canelo
El Manzano
Guayacán
San José de Maipo
El Melocotón
San Alfonso
El Ingenio
San Gabriel
Los Queltehues
Las Melosas
El Volcán
Lo Valdés
Santiago
Valparaíso
San Felipe
La Calera
Sewell
Rancagua
Curico
Curepto
Talca
Cauquenes
-33,60
-33,60
-33,58
-33,57
-33,58
-33,58
-33,63
-33,70
-33,72
-33,77
-33,78
-33,78
-33,85
-33,82
-33,85
-33,45
-33,03
-32,75
-32,75
-34,08
-34,17
-34,98
-35,08
-35,42
-35,97
-70,57
-70,52
-70,45
-70,43
-70,40
-70,38
-70,37
-70,33
-70,28
-70,25
-70,25
-70,22
-70,22
-70,17
-70,05
-70,63
-71,63
-70,72
-71,20
-70,38
-70,75
-71,23
-72,02
-71,58
-72,32
5,5
5,5
5,5
6,0
6,0
6,5
6,5
7,0
7,0
7,5
7,5
8,0
8,5
9,0
7,0
5,0
3,0
3,0
3,0
4,0
3,0
3,0
3,0
3,0
2,0
42,37
39,19
36,69
37,30
34,18
33,42
28,03
20,49
16,44
10,32
8,98
7,18
4,05
2,40
10,21
57,93
151,51
129,28
148,45
32,55
60,66
155,26
207,34
211,55
296,99
43,53
40,44
38,03
38,62
35,61
34,88
29,76
22,80
19,24
14,37
13,44
12,31
10,79
10,28
14,29
58,78
151,84
129,67
148,78
34,05
61,48
155,58
207,58
211,79
297,16
(1) Antecedentes entregados por Sepúlveda, Sergio; Astroza, Maximiliano; Kausel, Edgar; Campos, Jaime; Casas, Eduardo;
Rebolledo, Sofía; Verdugo, Ramón; 2007.
131
A.2
Año
1985
ANTECEDENTES DEL TERREMOTO DE VALPARAÍSO DE 1985.
Fecha
Mes
3
Día
3
Hora(UTC)
hr:min:seg
22:47:09
Epicentro
Latitud (º)
Longitud (º)
-33,21
-71,87
132
Prof
(km)
15,0
mb
6,0
Magnitud
Ms
Mw
7,8
8,0
Num Obs
447
133
134
135
136
137
138
139
ANEXO B:
FIGURAS Y MAPAS
B1. FUENTE SISMOGENICA INTERPLACA TIPO THRUST
Fuente Interplaca
-29,5
-75,0 -74,8 -74,6 -74,4 -74,2 -74,0 -73,8 -73,6 -73,4 -73,2 -73,0 -72,8 -72,6 -72,4 -72,2 -72,0 -71,8 -71,6 -71,4 -71,2 -71,0 -70,8 -70,6
-29,7
-29,9
-30,1
-30,3
-30,5
-30,7
-30,9
-31,1
-31,3
-31,5
-31,7
-31,9
-32,1
-32,3
-32,5
Latitud [º]
-32,7
-32,9
-33,1
-33,3
-33,5
-33,7
-33,9
-34,1
-34,3
-34,5
-34,7
-34,9
-35,1
-35,3
-35,5
-35,7
-35,9
-36,1
-36,3
-36,5
-36,7
-36,9
-37,1
-37,3
Longitud [º]
140
Fte inter
Fosa
Sismicidad
B2. FUENTE SISMOGENICA INTRAPLACA DE PROFUNDIDAD INTERMEDIA
Fuente Intraplacade Profundidad Intermedia
-72,5
-72,3
-72,1
-71,9
-71,7
-71,5
-71,3
-71,1
-70,9
-70,7
-70,5
-70,3
-70,1
-69,9
-69,7
-29,5
-69,5
-29,7
-29,9
-30,1
-30,3
-30,5
-30,7
-30,9
-31,1
-31,3
-31,5
-31,7
-31,9
-32,1
-32,3
-32,5
-32,7
Latitud [º]
-32,9
-33,1
-33,3
-33,5
-33,7
-33,9
-34,1
-34,3
-34,5
-34,7
-34,9
-35,1
-35,3
-35,5
-35,7
-35,9
-36,1
-36,3
-36,5
-36,7
-36,9
-37,1
-37,3
Longitud [º]
141
Fte intra
Sismicidad
B3. FUENTE SISMOGENICA CORTICAL CORDILLERANA (SUPERFICIAL)
Fuente Cortical
-29,8
-70,6
-70,4
-70,2
-70,0
-69,8
-69,6
-69,4
-69,2
-69,0-30,0-68,8
-30,2
-30,4
-30,6
-30,8
-31,0
-31,2
-31,4
-31,6
-31,8
-32,0
Latitud [º]
-32,2
-32,4
-32,6
-32,8
-33,0
-33,2
-33,4
-33,6
-33,8
-34,0
-34,2
-34,4
-34,6
-34,8
-35,0
-35,2
Longitud [º]
142
Fte
Sismicidad
B4. MAPA DE PELIGRO SISMICO CON PROBABILIDAD DE 10 % PARA UN PERÍODO
DE VIDA UTIL DE 10 AÑOS, POR EFECTO CONJUNTO DE LAS FUENTES.
143
B5. MAPA DE PELIGRO SISMICO CON PROBABILIDAD DE 10 % PARA UN PERÍODO
DE VIDA UTIL DE 50 AÑOS, POR EFECTO CONJUNTO DE LAS FUENTES.
144
B6. MAPA DE PELIGRO SISMICO CON PROBABILIDAD DE 10 % PARA UN PERÍODO
DE VIDA UTIL DE 10 AÑOS, POR EFECTO DE LA FUENTE INTERPLACA
145
B7. MAPA DE PELIGRO SISMICO CON PROBABILIDAD DE 10 % PARA UN PERÍODO
DE VIDA UTIL DE 10 AÑOS, POR EFECTO DE LA FUENTE INTRAPLACA
146
B8. MAPA DE PELIGRO SISMICO CON PROBABILIDAD DE 10 % PARA UN PERÍODO
DE VIDA UTIL DE 10 AÑOS, POR EFECTO DE LA FUENTE CORTICAL
147
B9. MAPA DE PELIGRO SISMICO CON PROBABILIDAD DE 10 % PARA UN PERÍODO
DE VIDA UTIL DE 50 AÑOS, POR EFECTO DE LA FUENTE INTERPLACA
148
B10. MAPA DE PELIGRO SISMICO CON PROBABILIDAD DE 10 % PARA UN PERÍODO
DE VIDA UTIL DE 50 AÑOS, POR EFECTO DE LA FUENTE INTRAPLACA
149
B10. MAPA DE PELIGRO SISMICO CON PROBABILIDAD DE 10 % PARA UN PERÍODO
DE VIDA UTIL DE 50 AÑOS, POR EFECTO DE LA FUENTE CORTICAL.
150